К ) А. А. Р О Д Е О С Н О В Ы О У Ч Е Н И Я П О Ч В Е Н Н О Й В Л А Г Е ТОМ I В О Д Н Ы Е С В О Й С Т В А ПОЧВ И П ЕР Е Д В И Ж Е Н И Е ПОЧВЕННОЙ ВЛАГИ Б И Б ЛИ О Т Е К А Л минг^адского Г и д р о м е т ео р о л р ги ч в с к в гв И. бтитута ГИДРО МЕТЕОР ОЛОГИЧЕСК О.Е И. ЗДАТЕЛЬСТВО ЛЕНИНГРАД • 1965 УДК 631.43 Монография представляет собой фундаментальный труд по исследованию почвенной влаги. В ней рассматриваются вода и ее свойства: связан­ ная и подвешенная влага в почве, свободная гравита­ ционная влага. Дается классификация форм почвенной влаги. Излагается учение о термодинамическом потен­ циале почвенной влаги, рассматриваются основные за ­ кономерности передвижения жидкой и парообразной влаги и доступность почвенной влаги для растений. Книга рассчитана на специалистов агрофизиков, ги­ дрологов, гидрогеологов и агрономов. 2-9-S 63-65 ПРЕДИСЛОВИЕ Б о д а в п очве и грун те вм есте с со д е р ж а щ и м и ся в ней р аст в о р ам и есть н а с т о я ­ щ а я кр о в ь ж и вого о р га н и зм а. П оэтом у в п о ч во о бр азо ван и и р е ж и м у воды сл едует о тво ди ть п ер во е м есто. Г. Я . В ы со ц к и й . О черки и р е ж и м е гр ун товы х вод. о п очвах Почвенная влага представляет собой одну из важнейших со­ ставных частей почвы. Она играет весьма важную роль в почво­ образовании, так как передвижение различных веществ в поч­ венной толще, в результате которого формируется почвенный профиль, совершается по преимуществу в виде растворов. Вме­ сте с тем почвенная влага принимает большое участие во многих процессах превращения веществ, происходящих в почве, н а­ пример в явлениях выветривания минералов, явлениях разлож е­ ния и синтеза органических соединений и т. д. Не менее, важ ное значение почвенная влага имеет для сельскохозяйственного производства. Управление водным реж и­ мом почвы является всегда одним из важных, а часто и самым важным приемом повышения производительности сельскохозяй­ ственных угодий. Необходимо знать законы поведения влаги в почве и для р аз­ решения задач, относящихся к другим отраслям народного хо­ зяйства, как, например, лесное и водное хозяйство, дорожное строительство и т. д. Огромное значение почвенной влаги для сельского хозяйства, по-видимому, начало осознаваться человеком с того самого вре­ мени, как он начал заниматься земледелием. Возникновение оро­ сительных сооружений восходит к очень глубокой древности. Н аучная агрономия, развитие которой в Западной Европе началось в первой половине прошлого века, не могла, естест­ венно, пройти мимо вопросов поведения воды в почве, в связи с чем в литературе того времени появляется ряд исследований, предметом которых были водно-физические свойства почв. У нас 1* 3 в России в это время большое внимание изучению водного ре­ жима почв уделяли такие талантливые хозяева-естествоиспыта­ тели, как Ломиковский, Шишкин и другие. Естественно, что и научное почвоведение, созданное во второй половине прошлого века трудами Докучаева, не могло пройти мимо вопросов почвенной гидрологии. Р азработка этих вопросов уже была подготовлена предшествующими исследованиями. Но докучаевское почвоведение с его естественноисторическим под­ ходом к почве позволило по-новому осмыслить явления, относя­ щиеся к поведению влаги в почве, и сделало тем самым учение о почвенной влаге органической частью научного почвоведения. Столкнувшись в начале 90-х годов с проблемой борьбы с за ­ сухой, Докучаев сразу оценил все то огромное значение, кото­ рое имеет режим влаги в почве. Это нашло свое отражение и в том, что заключительная глава его гениального труда «Наши степи прежде и теперь» носит название «Способы упорядочения водного хозяйства в России», и в том, что в программе исследо­ ваний на заложенных им опытных участках на первый план вы ­ двигалось « . . . изучение снежного покрова, глубины и характера промерзания и оттаивания почвы; анализ жизни почвенных (в тесном смысле этого слова), а частично и грунтовых вод . . . » (1894). Ученики и последователи Докучаева — Высоцкий, Адамов, Измаильский и другие — развили идеи своего учителя и претво­ рили их в жизнь. Именно их трудами и были заложены те основы гидрологии почв, на которых она зиждется и по сие время, бу­ дучи одним из разделов докучаевского почвоведения. В дальнейшем вопросы почвенной гидрологии разрабаты ва­ лись многими крупными исследователями, среди которых должны быть названы Близнин, Коссович, Кравков, Отоцкий, Ротмистров, Лебедев, Дояренко, Качинский, Попов, Андрианов, Корнев, Долгов, Колясев, Дерягин, Нерпин, Колосков, Мельни­ кова, Мичурин, Афанасьева, Большаков, Зонн, Погребняк, Ско­ родумов, Фальковский, Рыжов, Бялый, Молчанов, Васильев и другие. Результатом творческих усилий этих исследователей было развитие учения о водных свойствах почв, о свойствах почвен­ ной влаги и о водном режиме почв. З а рубежом вопросы водного режима почв до последнего времени разрабаты вались довольно слабо. Зато большое внима­ ние, особенно в США, было уделено изучению общих законов по­ ведения почвенной влаги и исследованию водно-физических свойств почв. Характерной чертой американского направ­ ления в развитии гидрологии почв явилось стремление внедрить в этот раздел почвоведения принципы термодинамики и матема­ тические методы. Пионером в этой области выступил в 1907 г. Бэкингем. В дальнейшем его идеи развивались Гарднерами, Р и ­ чардсом, Эдлефсеном, Андерсоном, Клютом, Коллис-Джорджем, Лоу, Филиппом, Уинтеркорном, Бэбкоком, Оверстритом, Янгсом, Скофильдом, Болтом, Фрисселем, М иллерами, Дон Киркхэмом, Бэвером, Хольмсом, Расселом и другими. Плодом их трудов явилось развитие учения о всасывающем давлении почвенной влаги (suction, tension), разработка техники его измерения (основанная на принципе, предложенном Корне­ вым), развитие учения о термодинамическом потенциале поч­ венной влаги и на его основе разработка математической теории движения почвенной влаги, влагопроводности почв, диффузив­ ности почвенной влаги и т. д. Особенно большое развитие эти работы получили начиная с 40-х годов текущего столетия. Из исследований немецких ученых должны быть упомянуты работы Верлюи, Фагелера, Альтена и Курмиса и обширная сводка Цункера. Накапливавш ийся материал требовал своего обобщения. Т а­ кими обобщениями в нашей стране явились работы П. С. Коссовича (1904) и большие сводки П. Г. Лоске (1904) и Т. В. Локотя (1911, 1915). Следующей крупной работой явилась книга А. Ф. Лебедева «Почвенные и грунтовые воды», вышедшая четырьмя изданиями, начиная с 1919 г. Х арактерная черта этой книги — насыщенность ее оригинальным фактическим материалом. Книга эта, несом­ ненно, составила эпоху в развитий почвенной гидрологии, так как в ней многие вопросы были поставлены совершенно наново. Основой концепции Л ебедева является первостепенная роль е поведении почвенной влаги молекулярных сил (мы бы сказали теперь — адсорбционных и сорбционных). Другим силам^— к а ­ пиллярным, которые до работ Лебедева считались главными, он отводит второстепенную роль. Его идеи получили огромное рас­ пространение и прочно вошли не только в почвоведение, но и во многие другие дисциплины — гидрогеологию, грунтоведение ИТ. д. В 1948 г. появилась очень содержательная работа С. И. Д ол ­ гова (1948а), основанная частично на большом оригинальном экспериментальном материале, частично — на обобщенйи значи­ тельного литературного материала. В представлениях Долгова, в противоположность Лебедеву, в поведении почвенной влаги главную роль играют капиллярные (менисковые) силы. В этих представлениях Долгов широко использует концепцию Верлюи (Versluys, 1917), которая, на наш взгляд, является очень фор­ мальной. Таким образом, в работах Лебедева и Долгова противостоят одна другой две весьма различные теоретические концепции. Н ам каж ется, что для правильного решения интересующих нас вопросов требуется сочетание взглядов, леж ащ их в основе этих концепций. Д ело в том, что нельзя все почвы и грунты рассм ат­ ривать огульно, не учитывая различий в их свойствах, особенно в их механическом составе, агрегатном состоянии и сложении. Их необходимо дифференцировать по этим (главным образом) признакам и изучать, почвенно-гидрологические явления приме­ нительно к различиям по этим признакам. При таком подходе обе упомянутые концепции займут принадлежащ ие им места, до­ полняя одна другую. Необходимость такого подхода диктуется тем обстоятельством, что нередко одно и то ж е с внещней сто­ роны явление на самом деле имеет разную природу в зависимо­ сти от характера почвы или грунта. М ежду тем у большинства исследователей мы не только не обнаруживаем дифференциации почв и грунтов при изучении гидрологических явлений, но не­ редко находим совершенно обратное — использование в качестве модели, например, песка и безоговорочное перенесение результа­ тов, полученных на этой модели, на любые грунты и почвы. В настоящей работе мы и будем придерживаться только что изложенной точки зрения. В 1952 г. автором настоящего труда была выпущена книга «Почвенная влага», в которой обобщался литературный, а от­ части личный экспериментальный материал по свойствам поч­ венной влаги, по водным свойствам почв и по способности почв обеспечивать влагой растения. Автор предполагал сразу ж е после выхода в свет этой книги взяться за разработку вопроса о водном режиме почв. Выпол­ нить это намерение немедленно не удалось в силу того, что ав­ тору представилась возможность, участвуя в исследовательских работах, связанных с осуществлением плана преобразования природы засушливых областей, организовать новые наблюдения над водным режимом почв в ряде точек лесной, степной и полу­ пустынной зон. В те ж е годы во многих других исследователь­ ских учреждениях были поставлены аналогичные исследования. Сделалось очевидным, что с обобщением материалов по водному режиму целесообразнее подождать до тех пор, пока эти новые исследования не будут завершены. В настоящее время большая часть материалов этих исследо­ ваний обработана и опубликована автором настоящего труда. Наиболее важной из опубликованных работ является «Водный режим почв и его типы», в которой делается попытка развить учение о типах водного режима почв. Накопившиеся материалы позволяют в настоящее время вер­ нуться к первоначальному плану. Однако прежде чем присту­ пить к обобщению материалов по водному режиму почв, необхо-^ димо возвратиться к общим вопросам о водных свойствах почвы , и свойствах почвенной влаги, так как за минувшие 13 лет в этой ! области сделано много нового; обобщение этого нового позволит анализировать и материалы по водному режиму с более совре­ менной точки зрения. Настоящий том представляет собой до­ полненную и переработанную монографию «Почвенная влага». Автор с благодарностью воспримет деловую критику его труда. Критические замечания следует направлять в адрес ав­ тора, в Почвенный институт им. В. В. Докучаева. Автор приносит глубокую благодарность ответственному ре­ дактору монографии С. А. Вериго за внимательный просмотр книги и ряд ценных замечаний, улучшивших ее качество, а такж е вы раж ает большую признательность И. И. Судницыну за ряд существенных критических, замечаний, сделанных в процессе оз­ накомления с рукописью монографии. Автор благодарит сотруд­ ников библиотеки Почвенного института им. В. В. Докучаева Л. И. Квин, Л. С. Мошатину, В. В. Курдышеву и А. С. Копьеву за большой труд по обеспечению необходимой литературой. ВВЕДЕНИЕ Почва, будучи самостоятельным природным телом, играет очень важную роль в круговороте влаги на нашей планете. В почве и на ее поверхности происходит многообразная транс­ формация влаги атмосферных осадков. Часть последних стекает по поверхности почвы, превращ аясь в поверхностные воды; дру­ гая часть, проникшая в почву, частично возвращ ается в форме водяного п ара обратно в атмосферу посредством десукции и транспирации растениями, а такж е посредством физического ис­ парения; часть почвенной влаги, поступившей в растения, при­ нимает участие в биологическом синтезе и превращ ается в орга­ ническое вещество; часть почвенной влаги дает начало почвен­ ному стоку, а часть — грунтовому стоку. Таким образом, влага атмосферных осадков, поступившая на поверхность суши, трансформируется в почве в другие природ­ ные формы влаги: водяной пар, почвенную влагу, грунтовые воды. Эта трансформация сопровождает обмен влагой • в системе атмосфера — почва — грунт — растительный покров. Сказанное позволяет считать, что почвенное звено является в а ж ­ нейшим в круговороте влаги на суше. Преобразование круго­ ворота должно осуществляться в первую очередь путем воздей­ ствия на это звено. Особое значение в этом звене имеет десукция влаги расте­ ниями. Почвенная влага является важнейшим, практически единственным источником влаги для сухопутных растений, в том числе для культурных. Поэтому от содержания влаги в почве и степени ее доступности для растений зависит влагообеопеченность растений. I Влагообеспеченность растений зависит, не от общего содер? ж ания влаги в почве, а от содержания той ее доли, которая доступна растениям. Разм ер этой доли определяется некоторыми свойствами почвы, которые называю тся водно-физическими или просто водными свойствами. К их числу относятся влаго^сорбционная способность почвы, ее водоудерживаю щ ая способность и ее водопроницаемость. Возникновение этих свойств сопряжено с тем, что почва является трехфазной системой. В ее состав вхо­ дит твердая часть, ж идкая (почвенный раствор) и газообразная (почвенный воздух). Трехфазность почвы обусловлена тем, что ее твердая часть является дисперсным телом и состоит обычно из мелких и мельчайших частиц минералов и органических ве­ ществ, причем в большинстве случаев минеральная_часть__количественно резко преобладает над органической. РТзмер"частиц, из которых состоит Т1бчва,' лежит по большей части в пределах от 10~^ до 10~^ см. С дисперсностью почвы связаны два весьма важных её (||йзических свойства: больш ая у д е л ь н а я п о ­ в е р х н о с т ь , которая может достигать сотен мУг, и п о р и с г о с т ь . Д л я порового пространства почвы характерен тоже мел'кйй“и мельчайший размер слагающих его пор (обычно в не­ сколько ..раз меньший, чем размер твердых частиц) и его измен­ чивость в пространстве, вы раж аю щ аяся в чередовании более широких и более узких промежутков. Значительная удельная поверхность почвы (с которой сопря­ жена и значительная поверхностная энергия) и присущая почве пористость являю тся причинами того, что между ее твердой ча­ стью и почвенной влагой возникает ряд физико-химических (в широком смысле этого слова) явлений. Эти явления- могут быть интерпретированы как результат действия сил, возникающих на границе раздела между твердыми частицами и влагой и обязанных своим происхождением поверх­ ностной энергии тверды хза£1щ и? воды. Природа этих с'ил'едина, но по особенностям иХ'гфоявления можно различать силы сорб­ ционные и силы менисковые (капиллярны е). Кроме этих двух категорий сил, в почвенной влаге действуют еще силы осмотические, измеряемые величиной осмотического давления. Особенностью осмотических сил является то, что их источник находится в сай^.ол^_подвщном растворе (почвенной влаге). "— Сорбционные, менисковые и осмотические силы действуют в гравитационном поле. Обусловленная последним сила тяжести является внешней по отношению к почве. Ее величина и направ­ ление постоянны. Силы остальных трех категорий присущи самой почве, причем их величина может варьировать от нуля до различных пределов (адсорбционные силы —-вплоть до 10‘° дин/см^). При этом величина этих сил в разных точках поч­ венной толщи в общем случае неодинакова, в силу чего в почве создаю тся г р а д и е н т ы этих сил. Под влиянием градиентов влага двигается, причем движение совершается в направлении градиентов, которое может быть, вообще говоря, любым. Н ахождение почвенной влаги с присущей ей потенциальной энергией силы тяжести в гравитационном силовом поле сооб­ щ ает влаге тенденцию к нисходящему ее передвижению. По- этому если бы на почвенную влагу не действовали никакие иные силы, почва рано или поздно долж на была бы обезводиться. Но силе тяж ести противостоят другие силы, из которых наиболее важными являю тся сорбционные и менисковые. Действие сорб­ ционных сил вы раж ается в >oii7'^4iFo'''oM''’cT^ закрепить молекулы воды около поверхности почвенных частиц, создавая вокруг последних водные оболочки из ориентированных молекул воды. Сорбционные силы ослабевают по мере нарастания тол­ щины воднь1х_-0болотек. вследствие чего эта толщ 'ина"им^т не­ который предел, за которым сорбционные силы оказываются уже настолько малыми, что они не могут удерж ать остальную часть почвенного раствора от гравитационного стекания. Капиллярные (менисковые) силы по своей природе примы­ кают к сорбционным постольку, поскольку в основе искривлен ния менисков (от кривизны которых зависит величина поверх­ ностного давления) лежит смачивание поверхности стенок к а ­ пилляров, т. е. проявление пов'ёр’хШ йтной„энергии, присущей почвенным частицам. Существенным отличием капиллярных сил от сил сорбционных в отнощении удержания ими влаги является то, что сорбционные силы действуют непосредственно на отдель/ны е молекулы воды, закрепляя их в составе водных оболочек, I в то время как менисковые силы через поверхностный слой ме­ ниска толщиной в несколько молекул действуют на некоторый объем свободной (т. е. не находящейся под влиянием сорбционных'сил'Х влаги. Удержание такого объема является, однако, ре­ зультатом равновесия при полной компенсации силы тяжести менисковыми силами. Источник осмотических сил, конкретным выражением кото­ рых является осмотическое давление почвенного раствора, на­ ходится Б самом почвенном растворе. Осмотические силы не мо­ гут противодействовать гравитационному стеканию раствора, ибо раствор стекает целиком, с содержащимися в нем солями. Осмотические силы могут вызывать одновременное передвиже­ ние влаги и солей лищь в пределах самого раствора: солей — от участков, где Осмотическое давление и, следовательно, концент­ рация солеж--вь1ше, к у ч а с т к м , где оно ниже, а влаги — в обрат­ ном ^jrangaMeHHlT™ Д л я того чтобы иметь возможность количественно учитывать и вы раж ать действие на почвенную влагу столь многих и р аз­ нообразных по своей природе сил, необходимо разработать соот­ ветствующий метод. Таким является метод термодинамического потенциала почвенной вл аги. Почвенная влага, находящ аяся под влиянием рассмотренных сил, стремится прийти в равновесие с ними. Однако такое равновесие может быть достигнуто лишь в условиях лабораторного опыта. В природе всегда существуют различные явления, которые препятствуют установлению равно­ весия. В основе всех этих нарушающих равновесие явлений ле10 жит лучистая энергия солнца с ее тройным (суточным, годичным и многолетним) ритмом. ' — Лучиста1'зне]р{Т1:яГТолнца, поглощаясь почвой, создает в ней температурные градиенты, вызывающие передвижение почвен­ ной влаги. Л учистая энергия является причиной десукции и ис­ парения влаги из почвы, что приводит к возникновендю градиептов сорбционных и менисковых сил, что тож е влечет за собой передвижение влаги.*"' Таким образом, мы видим что предметом учения о водных свойствах почвы и свойствах почвенной влаги являю тся про­ цессы взаимодействия между твердой и ж идкой составными частями почвы, разыгрывающиеся в гравитадионном силовом поле и при участии_эпергии солнца. Учение о водных свойствах почвы рассма'трйвает сущестао'этих явлений в их зависимости от минералогического и гранулометрического с остава почвы, от ее агреraTHoFo состояния и сложения, а такж е'от'свойств воды. Почва, будучи самостоятельным природным телом, соприка­ сается с другими природными телами: атмосферой, грунтом и живыми организмами. М ежду почвой и названными природными телами существует обмен энергией и различными веществами, . в том числе влагой. Б лагодаря этому содержание влаги в почве непрерывно изменяется, в силу чего его можно охарактеризовать лишь р е ж и м о м в л а ж н о с т и . Под этим термином мы пони­ маем совокупность всех приращений и уменьшений содержания влаги в почве. Но режим влажности почвы в свою очередь опре­ деляется ее в о д н ы м р е ж и м о м , под которым мы понимаем совокупность всех явлений поступления влаги в почву, ее рас­ хода из почвы и изменений ее физического состояния. Количест­ венной характеристикой водного режима почвы является ее в о д ныйбаланс. Так как обмен влагой между почвой и другими телами яв­ ляется важ ны м элементом водного режима почв, то возникает необходимость определить границы между почвой и другими те­ лами. От атмосферы почва отделяется достаточно отчетливо своей дневной поверхностью. Более спорной является нижняя граница почвы, отграничиваю щая ее от горной породы или грунта. В аж ­ нейшей отличительной чертой почвы, как продукта почвообразо­ вательного процесса, является участие в образовании почвы на­ ряду с другими факторами почвообразования живых организ­ мов, среди которых главное место занимаю т высшие растения и микроорганизмы. Поэтому мы предложили бы при определении нижней границы почвенной толщи, отделяющей ее от толщи грунта, пользоваться критерием, предложенным П. А. Костычевым, и считать за эту границу нижнюю границу корнеобитаемого слоя. Горную породу, лежащ ую~~нйж^ мьГ будет назьшать грунтом. 11 О бсуждая представление о почве как о физическом теле, нужно решить вопрос: все ли тела, находящиеся в объеме, верх­ нюю и нижнюю границы которого мы только что очертили, могут и должны считаться составными частями почвы или нет? Совершенно очевидно, что вся масса «мертвой» материи — частицы минералов и ,горных пород, органических остатков и органических веществ, возникших в процессе почвообразова­ н и я ,— заключенная в объеме тела, называемого нами почвой, является его составной частью. Равным образом составными ча­ стями почвы являю тся газы, находящиеся в поровом простран­ стве почвы, и содерж ащ аяся в ней влага (почвенный раствор). Менее ясным является вопрос о ■находящихся в почве живых организмах. Докучаев назвал почву органоминеральным телом, а академик Вернадский — биокосной системой, т. е. состоящей как из организованной, так и из неорганизованной материи. Но все ли живые существа, обитающие в почве, мы можем считать входящими в ее состав? Н ам думается, что нет. Во-первых, едва ли было бы правильным считать составной частью почвы корни высших растений. Корни высших растений являю тся органами живых организмов, живущих лишь частично в почве, а ч а ­ стично в приземном слое атмосферы. Кроме того, каждое вы с -. шее растение является самостоятельным организмом, неотъем­ лемой частью которого является принадлеж ащ ая ему корневая система. Поэтому в объеме пространства, занятого почвой, мы можем лишь констатировать взаимное проникновение двух са­ мостоятельных тел: высшей растительности, внедряющейся в этот объем своими корнями, и почвы. Равным образом мы не решились бы отнести к почве и тех высших животных (например, различных роющих грызунов), которые живут в почве лишь частично, проводя значительную и притом наиболее активную часть своей жизни на поверхности почвы, т. е. в приземном слое атмосферы. Это не исключает и того, что почвообразующая деятельность животных может быть весьма значительной и важной. Но все микроорганизмы, а такж е мелкие животные, которые всю жизнь проводят в почве, нахо­ дясь в постоянном с ней соприкосновении и взаимодействии, сле­ дует, как нам кажется, считать компонентами почвы. Именно они и составляют «био»— часть биокосной системы — почвы. Почва, как уже указывалось выше, обменивается влагой с окружающими ее другими природными телами: атмосферой, грунтом и живыми организмами. Отражением этого обмена яв­ ляется в о д н ы й р е ж и м почвы, т. е. совокупность всех явле­ ний поступления влаги в почву, расхода ее из почвы, передви­ жения ее в почве и явлений изменения физического состояния почвенной влаги. Второй том монографии мы и предполагаем посвятить э л е м е н т а м в о д н о г о р е ж и м а почв. Элементы водного режима почв в зависимости от свойств 12 почвы, а главным образом от физико-географических условий, могут иметь разное количественное выражение и, сочетаясь друг с другом в разных количественных соотношениях, создавать р аз­ ные т и п ы в о д н о ГО;, р е ж и м а почв. Рассмотрение этих ти­ пов на конкретных (по возможности) материалах и их класси­ фикация должны составить содержание третьего тома моногра­ фии, в котором такж е будут рассмотрены вопросы регулирова­ ния водного режима почв применительно к разным его типам. И з сказанного видно, что задачей нашей работы является, во-первых, освещение роли почвы в гидрологии нашей планеты, во-вторых, рассмотрение ее особенностей как главного источника влаги для растений и, в-третьих, установление принципов регу­ лирования водного режима почв. Перечень сокращений, принятых в книге УВ — у д е л ь н ы й в е с т в е р д о й ч а с т и п о ч в ы . Размерность [M/L®]. ОВ — о б ъ е м н ы й в е с п о ч в ы . Синоним: удельный вес скелета почвы. Вес единицы объема сухой почвы, взятой в естественном сложении. Единица измерения г/см^. Размерность [М/Щ. П — о б щ а я п о р и с т о с т ь п о ч в ы . Суммарный объем почвенных пор. Синоним: общая скважность. Выражается в процентах от объема почвы. Величина безразмерная. М А В — м а к с и м а л ь н а я а д с о р б ц и о н н а я в л а г о е м к о с т ь . Наи­ большее количество прочно связанной воды,-к-отор&'е может быть удер­ жано СИЛЙ1Й адсОТЗтЗцййГБыражается в процентах от веса или объема почвы. Величина безразмерная (см. стр. 131). ММВ — м а к с и м а л ь н а я молекулярная влагоемкость. Наи­ большее количество воды, которое может быть удерж ано, в почвё силами молекулярного притяжения. Методы определения' этой вели­ чины, предложенные Лебедевым, в большинстве случаев не обеспечи­ вают определения данной величины в соответствии с относящимся к ней понятием, в силу чего величину ММВ следует считать условной. Выражается в процентах от веса или объема почвы. Величина без­ размерная (см. стр. 119). МГ — м а к с и м а л ь н а я г л х р о с к о п и ч н о с т ь . Наибольшее количе­ ство влаги, которое почва може-^сорбиродать из воздуха, почти насы­ щенного водяным паром. Чаще вс^Х 1~о.цределмтся над"10%^ным рас­ твором серной кислоты при относительной упругости водяного пара, равной 94%, или над насыщенным раствором сульфата калия при относительнои~~упругости водяного пара, равной 98%. Выражается в процентах от веса или объе^аа почвы. Величина безразмерная (см. стр. 64). ВЗ — п о ч в е н н а я в л а ж н о с т ь у с т о й ч и в о г о з а в я д а н и я р а с ­ т е н и й . Синоним: влажность завядания. Влажность почвы, при ко­ торой растения начинают обнаруживать признаки завядания. не исче­ зающие при перемещении растений в атмосферу, насыщенную водя­ ным паром.Выражается в процентах от веса или объема почвы. Вели­ чина безразмерная (см. стр. 532). ВРК — в л а ж н о с т ь р а з р ы в а к а п и л л я р н о й с в я з и . Влажность, при которой подвешенная влага в процессе своего испарения теряет способность передвигаться к испаряющей поверхности. Выражается в процентах от веса или объема почвы. Величина безразмерная (см. стр. 256). 13 ИНВ — и с т и н н а я н а и м е н ь ш а я в л а г о е м к о с т ь . Наибольшее ко; личество подвешенной влаги, которое может прочно удерживаться / однородной неслоистой почвой против силы тяжести. Синоним: влаго/; емкость абсолютная. Выражается в процентах от веса или объема '' почвы. Ве.пичина безразмерная (см. стр. 234). НВ — н а и м е н ь ш а я в л а г о е м к о с т ь . Приближенная величина истин­ ной наименьшей влагоемкости. Синонимы: полевая влагоемкость (у американских авторов), предельная полевая влагоемкость (Ула; севич), капиллярная_даагоемкость, соответствующая влаге капиллярно; подвешенной (Ка'чйнскййУГ'Внряжается в процентах от веса или объема почвы. Величина безразмерная (см. стр. 200). КВ — к а п и л л я р н а я в л а г о е м к о с т ь . Наибольшее количество ка­ пиллярно-подпертой влаги, которое может содержаться в почве. Величина переменная, зависящая от высоты слоя, для которого она определяется, над уровнем свободной воды. Выражается в прбцентах от веса или объема почвы. Величина безразмерная (см. стр. 346). ПВ — п о л н а я в л а г о е м к о с т ь . Синонимы: полная водовместимость и J наибольшая влагоемкость. Наибольшее количество влаги, которое может содержаться в почве, при условии заполнения всех пор. Выра­ жается в процентах от веса или объема почвы. Величина безразмер­ ная (см. стр. 237). ДАВ — д и а п а з о н а к т и в н о й в л а г и . Наибольшее количество влаги, доступной для растений, которое может содержаться в почве. В зави­ симости от условий увлажнения представляет собой разность между НВ и ВЗ или между КВ и ВЗ. Выражается в процентах от веса или объема почвы. Величина безразмерная (см. стр. 580). В ЗР — влажность замедления роста. Синоним: критическая влажность. Влаж­ ность почвы, при которой существенно ухудшается влагообеспечен­ ность растений и при которой поэтому начинает уменьшаться про­ дуктивность растений. М ожет определяться по прекращению «плача» растений. Во многих случаях соответствует ВРК. Выражается в про­ центах от веса или объема почвы. Величина безразмерная (см. стр. 543 и 553). В Д — в с а с ы в а ю щ е е д а в л е н и е . Отрицательная величина, характе[ ризующая собой способность почвы, ненасыщенной влагой, поглощать ! жидкую или парообразную влагу. Единицы измерения — бар (дина/см^) ] или атмосфера, или сантиметры водяного или ртутного столба. Р аз­ мерность \MIPL\ (см. стр. 369). ВП — в л а г о п р о в о д н о с т ь п о ч в ы . Синоним — проводимость. Вели­ чина, характеризующая способность почвы независимо от влажности проводить через себя воду. В зависимости от того, выражена ли дви­ жущая сила через градиент напора или градиент давления, в первом случае она имеет размерность {LjT] и измеряется в см/сек., во втором случае ее размерность и она измеряется в см®/сек/г (см. стр. 494). КФ — к о э ф ф и ц и е н т фильтрации. Величина влагопроводности почвы, насыщенной влагой. Выражается чаще всего в см/сек., или см/час, или см/сутки, имея размерность скорости [LjT] (см. стр. 389). КК — капиллярная кайма. УГВ — уровень грунтовых вод. ЧАСТЬ I ВО ДН Ы Е СВОЙСТВА ПОЧВ глава I П О РИ СТО СТЬ п о ч в ы Почва представляет собой дисперсное тело, т. е. она состоит из большого числа частичек разного размера, по большей части мелких. Следствием этого является тот хорошо известный факт, что почва — т е л о п о р и с т о е , т. е. она пронизана во всех на­ правлениях сообщающимися между собой промежутками между частицами. Именно в этих промежутках — порах — и содержится почвенная влага. Б лагодаря тому, что почвенные поры имеют в большинстве своем малые размеры, поведение воды, поступившей в них, от­ личается рядом особенностей. Д л я того чтобы эти особенности были понятны, мы прежде всего должны охарактеризовать по­ ристость почвы. Нужно признать, что в этом отношении до сего времени сделано не так много, и наши сведения о форме, р а з­ мерах и свойствах пор довольно скудны. Наиболее легко определяется величина общей пористости почвы, т. е. суммарный объем всех пор. Общеизвестным приемом для этого является определение объемного веса почвы и ее удельного веса. Обозначив первый через ОВ (г/см^), второй че­ рез УВ, а искомую пористость через П, вычисляем ее величину из формулы п = ( '- у г ) > 0 0 - причем П вы раж ается в процентах от общего объема почвы. Величина пористости в разных почвах и в разных горизонтах одной и той ж е почвы варьирует в общем в довольно широких пределах — примерно от 25 до 80% в минеральных почвах. В чи-1 сто органогенных горизонтах, например в торфах и лесных под-' стилках, она может превышать 90%. В верхних, гумусовых гори­ зонтах минеральных почв величина пористости бывает обычно 15 повышенной (50— 60%) за счет хорошо выраженной структуры, наличия ходов корней, ходов роющих животных и насекомых и т. д. Книзу пористость уменьшается, доходя до 40—45% в гли­ нистых и суглинистых неоглеенных породах и до 35—40% в пес­ чаных. В оглеенных суглинистых и глинистых породах она умень­ шается, как будет показано ниже, до 25—30%. Д л я иллюстрации сказанного в табл. 1 приведено несколько примеров изменения пористости по профилю почвы. Однако мы не можем удовлетвориться одной только суммар­ ной количественной характеристикой почвенной пористости. Н ас неизбежно интересует и качественная сторона вопроса, как, н а­ пример, размер пор, их форма и т. д. В этом отношении единст­ венное, что может быть установлено путем простого наблюдения, сводится к тому, что размер пор тем больше, чем грубее меха­ нический состав, т. е. чем крупнее частицы, из которых состоит почва. Однако такой элементарный вывод тоже не может нас удовлетворить. Поэтому естественно, что исследователи уже с давних пор старались охарактеризовать пористость почв более подробно. В поисках такой характеристики наметились два направле­ ния. Одни исследователи пошли путем подбора подходящих про­ стых моделей, которые могли бы заменить такую сложную си­ стему, как почва. Другие занялись непосредственным изучением последней. Мы познакомимся с важнейшими результатами, до­ стигнутыми исследователями обоих направлений. При изучении законов движения подземных вод в грунтах удачные результаты были получены Слихтером, который в каче­ стве модели пользовался «идеальным грунтом». Этот прием был подхвачен некоторыми зарубежными почвоведами, и при изуче­ нии поведения влаги в порах почвы была использована модель, которая называется «идеальная почва». Эта модель изучалась Хайнесом (H aines, 1925, 1927), Фишером (Fisher, 1926, 1928), Вильсдоном (W ilsdon, 1924), Кином (Keen, 1924), Смитом (Smith, 1931, 1932, 1933а, 19336), Д алл авал ле (D allavalle, 1943), Фразером (Fraser, 1935), Мельниковой (1957), Мичуриным (1957). ! Идеальной почвой принято называть сыпучее тело, состояiuiee из сферических частиц одинакового диаметра. Нетрудно по­ нять, что эта модель весьма далека от реальной почвы. Поэтому столь обширный математический анализ явлений, связанных с поведением воды в такой идеальной системе, который мы нахо­ дим у упомянутых выше авторов, нам представляется в значи­ тельной своей части довольно бесцельным. Его бесцельность (с точки зрения почвоведения) определяется тем, что, во-первых, форма частиц почвы далека от шарообразной, особенно в почвах суглинистого механического состава, в которых мы находим большое число пластинчатых кристаллов глинных минералов; 16 Таблща 1 И зменение величины пористости по профилю почв разного типа М орфологиче­ ский горизонт Наименование почвы Лесная среднеподзолистая почва на легком покровном суглинке (дан­ ные Васильева, 1950) Глубина, см А® Al В ВС С А] -f- А2 • А2(-+■ А2) А2 А2В В ВС с Лесная дерново-среднеподзолистая почва на тяжелом покровном суг­ линке (данные Васильева) 95 73 59 49 45 43 43 41 40 0 -5 18—25 3 0 -4 0 40—50 5 0 -6 0 60—70 70— 80 51 47 44 43 40 40 А ВС 66 100—110 110—120 94 78 56 50 49 47 47 49 47 46 45 44 44 44 0—4 1 0 -1 4 1 8 -2 2 22—26 3 0 -3 4 4 6 -5 0 56—60 78— 80 96— 100 146— 150 196—200 62 59 52 52 51 47 44 43 40 44 45 1—4 5— 10 1 0 -1 8 20—30 3 0 -4 0 40—50 50—60 60—70 70— 80 80—90 90— 100 С чернозем (дан­ 0—4 4—9 9 -1 6 1 6 -2 5 2 5 -3 5 35—45 4 5 -5 5 55—65 6 5 -7 5 0—1 Ai А2 А2В Южный глинистый ные Польского) % от объема А? АгВ Пахотная дерново-среднеподзоли­ стая почва на легком покровном суглинке (данные Васильева, 1950) Общая пористость ого 2 З ак аз Л'Ь 405 Гидро:з1ЬТС р о я о т ч е с к о г о И отиту .а- 17 во-вторых, размер частиц, из которых состоит почва, такж е весьма разнообразен, и лишь очень немногие почвы (чаще грунты, чем почвы) 'песчаного механического состава близки к монодисперсным системам; в-третьих, в почвах и породах, как известно, широко распространено явление агрегатообразования; в-четвер­ тых, свойства поверхностей почвенных частиц зависят от состава и строения последних и, как известно, такж е весьма разнооб­ разны. Поэтому не будем излагать здесь соответствующих матема­ тических выкладок полностью ' и ограничимся лишь некоторыми элементарными сведениями, которые могут оказаться полезными в дальнейшем. а) б) щ, Рис. 1. Шарообразные частицы в кубической (а) и гексагональной (б) упаковке. i Ш арообразные частицы, из которых состоит «идеальная «ГЧ! почва», могут быть различно расположены по отношению друг к другу. Существуют два главных случая их взаимного расположения, изображенные на рис. 1. Первый случай (рис. I а) соответствует наиболее рыхлому расположению частиц, когда центры шаров располагаю тся по углам кубической пространст­ венной решетки. Этот случай мы и будем называть кубическим расположением. При этом каж д ая частица соприкасается с шестью другими частицами. Пористость системы при такой упаковке частиц равняется, как это нетрудно вывести из эле­ ментарных геометрических соотношений, 47,64% общего объема системы. Соответственно объем твердой части составляет 52,36%. К аж д ая элементарная пора имеет форму октаэдра с вогнутыми сферическими гранями. Радиус наиболее узких ' Интересующиеся этим вопросом могут ознакомиться с ним по подлин­ ным работам, указанным выше, а также по книге Кина «Физические свойства почв» (1931), вышедшей в русском переводе, и по переводам, к сожалению, очень плохим,' нескольких статей Хайнеса и Фишера, имеющимся в сборнике «Водные свойства почвы» (Сельхозгиз, 1937). 18 проходов, соединяющих соседние поры между собой, измеряе­ мый радиусом круга г, вписанного между четырьмя соседними частицами (рис. 2), равен г==0,41/?, — радиус частицы. Радиус ж е самой поры, измеряемый радиусом Гг ш ара, впи­ санного между восемью соприкасающимися шарообразными ча­ стицами, равен Г2 = 0,73/?. Объем октаэдрической поры равен 3,82 R^. Второй случай (рис. 1 б) соответствует наиболее плотной упаковке частиц. В этом случае частицы расположены по отно­ шению друг к другу так, что их центры оказываю тся в углах р ав­ ностороннего тетраэдра. Т акая упаковка называется гексагональгде Рис. 2. Соприкосновение четырех шарообразных час­ тиц при кубической упаковке. Рис. 3. Расположение ромбоэдриче­ ских (R) и тетраэдрических (Т) пор при гексагональной упаковке. ной. При ЭТОМ каж д ая частица соприкасается с двенадцатью соседними частицами. Пористость системы при такой упаковке равняется 25,95%, а объем твердой части — 74,05%. Элементар­ ные поры в этом случае имеют двоякую форму: тетраэдрическую и ромбоэдрическую с вогнутыми сферическими гранями. Возник­ новение и расположение пор этих двух форм показаны на рис. 3, который особых пояснений не требует. Число тетраэдрических пор, обозначенных на рис. 3 через Т, в два р аза превышает число ромбоэдрических, обозначенных буквой R. Поровое пространство между частицами приобретает очень сложное очертание. Н а рис. 4 изображен слепок этого простран­ ства. Радиус наиболее узких проходов, соединяющих между со­ бой соседние поры, измеряемый радиусом круга, вписанного между тремя соседними частицами (рис. 5), при гексагональной упаковке равен 0,155/?, где i? — радиус частиц. Радиусы ж е шаров, вписанных в тетраэдрическую и ромбоэд­ 2* 19 рическую поры, т. е. поперечники последних в наиболее широкой их части, равны 0,288/^ для тетраэдрической поры и 0,414/? для ромбоэдрической, где R — опять-таки радиус частицы. Объем тетраэдрической поры равен 0,21.^®, ромбоэдриче­ ской— 1,05 Д оля объема, которая приходится на поры тетраэдрические, р а в н а .2X 3,68 = 7,36%, а на поры ромбоэдрические— 18,58% из общей суммы, равной 25,94% объема всей системы. Следова­ тельно, 28,40% всей порозности приходится на поры тетраэдри­ ческие и 71,60% на поры ромбоэдрические. Наиболее существенный вы ­ вод, вытекающий из рассмотрения геометрии пор в «идеальной поч­ ве», в общем отвечающий и свой­ ствам природных почв, заклю ­ чается в том, что, как можно было Рис. 4. Слепок порового пространства при гексагональной упаковке. Рис, 5. Соприкосновение тре.ч шарообразных частиц при гек. сагональной упаковке. видеть из всех приведенных цифр, поровое пространство «идеаль­ ной почвы» представляет собой совокупность пустот различной формы и различного размера, соединяющихся между собой в раз­ ных направлениях проходами более узкими, нежели поперечник самих пустот. Таким образом, характерной чертой пористости является ритмическая изменчивость в пространстве поперечника почвенных пор, осуществляющаяся на весьма малых расстоя­ ниях. Иными словами, почвенное поровое пространство можно представить в виде пространственной трехмерной сетки, состоя­ щей как бы из узелков (пор) различной формы'и различного р аз­ мера, соединенных друг с другом перетяжками (более узкими проходами между порам и). При ''еопост.ав'лен-ии «идеальной почвы» с почвами природными приходится преж де всего отме­ тить, что в отношении формы пор это сравнение пока неосущест­ вимо, так как о форме пор в природных почвах мы знаем очень мало. Представляется вероятным, что в почвах и грунтах гру­ бого механического со става— песчаного, гравийного, особенно 20 при условии окатанности отдельных частиц, — поры по своей форме могут приближаться к- лорам «идеально^ почвы». В поч­ вах ж е и грунтах более тяжелого механического состава — су­ глинистых и глинистых, в которых содержится большее или мень­ шее количество частиц глинных минералов, обладающ их пла­ стинчатой формой, форма пор может значительно отличаться от формы пор «идеальной почвы». Что ж е касается величины пори­ стости, то из сопоставления величин пористости природных почв в «идеальной почвы» можно извлечь некоторые интересные выводы. О бращ аясь прежде всего к верхним, гумусовым горизонтам различных почв, нужно отметить, что их. пористость почти всегда значительно выше, чем максим альная величина пористости «идеальной почвы», которая наблю дается при кубической упа­ ковке частиц в последней (47,64% ). Д оказательством этому слу­ ж ат данные табл. 2, в которой приведены величины пористости верхних горизонтов некоторых почв. Таблица 2 Пористость гумусовых горизонтов некоторых почв Наименование почвы Подзолистая суглинистая поч­ ва Подзолистая суглинистая це­ линная почва Сильноподзолистая серая су­ глинистая почва. Лес Слабоподзолистая песчаная пахотная почва Обыкновенный чернозем Западно-предкавказский мощ­ ный глинистый'чернозем Слитой выщелоченный черно­ зем «подин» Серый лесной суглинок Глубокостолбчатый чернозем­ ный солонец Серозем типичный УзССРг целина пашня Темно-каштановая глинистая почва Светло-каштановая глинистая почва Горизонт Глубина, CM’ По.ристост.ь,. объема. % от Автор Лебедев и Баукова (1930) Al 0 -5 52 Al 5 -1 0 59, То же Al 0 -5 , 52 „ Al ■^1 . Al 0 -5 5— 10 0—50 45 63 5 6 -5 2 Al 0—50 62—50 0—20 0—30 6 1 --57 61—50 A-i 0— 12 55 A 0— 15 0 -1 0 5 5 -5 7 62 Горбунов (1942) A 0—23 53 A 0 -1 8 52 Усов (1948) То ж е т 21 Из данных этой таблицы видно, что пористость перегнойных горизонтов в почвах самых разных типов по большей части варьирует в пределах 50—60%, т. е., как было указано выше, значительно превышает пористость «идеальной почвы» даж е при самой рыхлой — кубической — упаковке частиц. Причины этого нужно искать, естественно, в том, что именно в гумусовом гори­ зонте, как правило, наиболее отчетливо бывает вы раж ена струк­ тура, т. е. агрегированность почвенных частиц. Совершенно по­ нятно, что когда почва состоит из более или менее крупных ко­ мочков, которые в свою очередь состоят тоже из комочков или из элементарных частиц и, следовательно, обладаю т своей, внутриагрегатной пористостью, то обш ая пористость почвы от этого значительно повышается. Кроме того, в перегнойных горизонтах, более чем в каких-либо других, бывает развита корневая си­ стема растений, а такж е ходы различных мелких роющих живот­ ных (дождевых червей, личинок насекомых и т. д.). Эти явления такж е сильно повышают пористость почвы. Обратимся теперь к более глубоким горизонтам различных почв. Оказывается, что для почв неоглеенных (к оглеенным мы вернемся ниже) величина пористости нижних горизонтов, а р ав­ ным образом материнских пород, обычно лежит гораздо ближе к пористости «идеальной почвы» при кубической упаковке (47,64% ), нежели при гексагональной (25,95% ), иногда превы­ ш ая д аж е первую из этих величин (см. табл. 1). Этот факт на первый взгляд каж ется довольно парадоксаль­ ным, так как очень трудно понять, почему наносы (по большей части водного происхождения), нижние слои которых испыты­ вают к тому ж е немалое давление со стороны слоев, лежащих выше, и на которые не распространяется оструктуривающее влияние корней, имеют столь рыхлую упаковку. Гораздо, к а за ­ лось бы, вероятнее ожидать встретить упаковку наиболее плот­ ную, т. е. приближающуюся к гексагональной. Однако этот кажущ ийся парадокс разреш ается, по-видимому, довольно просто. Все эти неоглеенные суглинистые грунты, осо­ бенно лёссовидные, и нижние горизонты почв обладаю т микро­ структурой. Они состоят из мелких агрегатов, диаметр которых обычно измеряется величинами порядка сотых долей милли­ метра. В соответствии с этим и в указанных почвенных горизон­ тах и в грунтах имеется по меньшей мере две системы пор: поры межагрегатные и поры внутриагрегатные. М ожно допустить, учитывая обычно водное происхождение многих из этих наносов и залегание их цод давлением лежащ их выше слоев, что и упаковка элементарных частиц в агрегатах и упаковка самих агрегатов в породе долж на приближаться к максимально плотной, т. е. к упаковке, характеризующейся пористостью, равной 25,9%. Спрашивается, какова ж е будет в таком случае общ ая пористость грунта? Допустим, что он 22 нацело состоит из агрегатов, т. е. что свободных элементарных частиц в нем не имеется. В ы раж ая пористость в процентах от объема и обозначив пористость межагрегатную через Пм, по­ ристость внутриагрегатную через Пв (в процентах объема агре­ гатов) , найдем, что общ ая пористость По будет, очевидно, равна По = П„ + ( 1 0 0 -П „ )-{ ^ ^ = П„ + П з - - № . П олагая находим, что П„ = Пз = 25,9»/о. По = 45,Р/оТаким образом, парадоксальная близость общей пористости к величине пористости при кубической упаковке оказывается со­ вершенно случайной. Н а самом деле эта величина (45,1%) мо­ ж ет быть обусловлена микроструктурой почвенных горизонтов и их двоякой (межагрегатной и внутриагрегатной) пористостью, причем упаковка элементарных частиц в агрегатах и самих агре­ гатов может быть достаточно близкой к наиболее плотной, т. е. гексагональной. И действительно, С. Н. Ры жов (19376), опре­ деляя внутриагрегатную пористость лёссовидного суглинка и хвалынской глины, нашел величины, варьирую щие между 27 и 30% , т. е. близкие к теоретической величине при гексагональной упаковке, равной 25,9%. А. Ф. Тюлин и А. И. Скляр (1937). изу­ чая 'Пористость приазовского чернозема, нашли, что меж агрегатная пористость равна 22%. Однако м еж агрегатная пористость может достигать указан­ ных величин лишь в тех случаях, когда порода представляет со­ бой нанос, который образовался путем отложения готовых уже агрегатов. В почвах м еж агрегатная пористость может возникать и и н аче— путем растрескивания, распада ранее образовавш ихся почвенных комков. В этих случаях величина межагрегатной по­ ристости может быть значительно меньше и может сильно изме­ няться во времени в зависимости от влажности почвы. М еж агрегатная пористость может обусловливаться такж е иными причинами. Хорошо известно, например, что лёссовые и лёссовидные грунты пронизаны относительно крупными по­ рами—канальцами, диаметр которых может достигать десятых долей миллиметра. Происхождение этих канальцев одни иссле­ дователи связывают с былым воздействием корней, д ругие—■ с выделением пузырьков СОг и т. д. В. А. Добровольский (1936, стр. 95), называя пористость, создаваемую этими канальцами, вторичной, указы вает на то, что, по его определениям, величина вторичной пористости может достигать 0,2—0,5 величины общей пористости. Именно уничтожением или уменьшением вторичной пористости В. А. Добровольский (1936, стр. 88) объясняет просадочные явления. 23 p. А. Токарь (1937) такж е отмечает, что лёссовидные грунты обладаю т « . . . видимыми на глаз трубчатыми пустотами, прони­ зывающими их преимущественно в вертикальном направлении (макропористость)». Все сказанное выше относится к грунтам и нижним горивонтам минеральных почв, в которых, как было показано, наблю{даются величины пористости, очень близкие к вычисленным при /предположении, что почва обладает микроструктурой, а упа/ ковка элементарных частиц в микроагрегатах, так ж е как и упа­ ковка самих микроагрегатов, близка к гексагональной. В верхних, гумусовых горизонтах почв, в особенности хорошо оструктуренных (черноземы), как уже было отмечено выше \ (табл. 2), общ ая пористость гораздо больш е— чаще всего около \ 60%. Возникновение такой пористости может быть объяснено аналогичным образом, но с допущением уже трехстепенной агрегированности. М икроагрегаты, состоящие из элементарных ча­ стиц, в этом случае в свою очередь склеиваются в макроагре­ гаты, опять-таки с гексагональной упаковкой. О бщ ая пористость По такой системы будет, очевидно, равна По = H i- f - П 2 4" Пз, где П 1— пористость внутримикроагрегатная, Пг — пористость внутримакроагрегатная, П з — пористость м еж макроагрегатная. В процентах от объема почвы в целом эти величины равны: Пз = 0,26, П2 = 0,26(1 - 0 , 26) = 0,19, П1 = 0 , 2 6 ( 1 - 0 , 2 б - 0 , 1 9 ) = 0,14, По = = 0 ,2 6 + 0 ,1 9 + 0,14 = 0,59. Таким образом, при трехстепенной агрегированности общая пористость оказывается равной 60%, что соответствует наблю ­ даемой в природе пористости гумусовых горизонтов разных почв, в особенности черноземов. Т акая трехстепенная агрегированность наблю далась в почвах непосредственно, микроскопически, М. Н. Польским (1949, 1952, 1955), а такж е С. А. Владыченским и Н. Л. Лебедевой (1949)./ Последние авторы установили, что макроагрегаты горизонта Ai . южного чернозема « . . . состоят из резко обособленных индиви­ дуальных микроагрегатов. Это обстоятельство обусловливает высокую пористость макроагрегата. М икроагрегаты имеют ясно выраженную зернистую форму. Агрегаты горизонта Bi южного чернозема имеют аналогичное строение. В горизонтах Вг и С г микроагрегатов не заметно. М акроагрегат представляет собой плотную массу, пронизанную п о р ам и ... М акроагрегат сложен непосредственно^ из первичных частиц. М икроагрегаты сущест­ вуют в нем только потенциально. Общая пористость макроагре24 гатов почти одинакова по профилю, колеблясь около 38% , эднако микроскопическая пористость (т. е. наиболее крупные поры, видимые при увеличении в 48 раз. — А. Р .) .,. имеет максимум в верхних горизонтах и понижается в более грубоко распо­ ложенных». По поводу этих наблюдений Владыченского и Лебедевой можно сделать следующее замечание. «Микроскопическая пори­ стость», наблю давш аяся ими на шлифах при увеличении в 48 раз, на самом деле представляет собой совокупность наиболее крупных пор. Более мелкие поры от их наблюдения, несомненно, ускользали как вследствие недостаточно большого увеличения, так и вследствие довольно значительной толщины шлифов. Именно поэтому указанные исследователи и не обнаружили мик­ роагрегатов и межагрегатных пор в нижних горизонтах почвы. Вместе с тем их наблюдения весьма правильно, по-видимому, отраж аю т тот факт, что более крупных пор в верхних горизонтах значительно больше, чем в нижних. Пористость резко уменьшается при оглеении, и в этом случае ее величина начинает приближаться к пористости «идеальной почвы» при гексагональной упаковке (25,95% ). В табл. 3 приве­ дено несколько цифр, заимствованных из книги А. Ф. Лебедева и Е. Е. Бауковой (1930), которые подтверждаю т сказанное. Таблица S П ори сто сть и о б ъ ем н ы й вес огл еен н ы х го р и зо н то в н еко то р ы х почв ( п о д а н н ы м А . Ф . Л е б е д е в а и Е . Е . Б а у к о в о й , 1930) № разреза Н аименование почвы Горизонт 7 Подзолисто-глеевая на валун­ ном суглинке ........................... Темно-серая (?) с признака­ ми заболачивания . . . . Перегнойно-подзолисто - глее­ вая ..................... ..... . . . . в в в 11 12 Глубина. см Пористость, Объемный ‘ вес, % г/см'* 30—90 30—34 1 ,8 — 1 ,9 35—70 27— 29 1 ,9 3 5 -7 0 2 5 -3 1 1 ,8 — 1 ,9 %0 К ак следствие уменьшения пористости, при оглеении воз­ растает объемный вес, что можно видеть из данных той ж е таблицы. В то время как нижние горизонты различных почв и материнские породы при отсутствии оглеения имеют объемный вес чащ е всего порядка 1,5— 1,6, в оглеенных горизонтах его величина возрастает до 1,8—2,0., Уменьшение пористости и увеличение объемного веса указы ­ вают на то, что при оглеении происходит уплотнение почвенной массы. Развивая высказанные выше предположения, можно 25 думать, что при оглеении разруш ается микроструктура, присущая нижним почвенным горизонтам в неоглеенном состоянии, а сле­ довательно, исчезает и меж агрегатная пористость. Элементарные частицы укладываю тся более плотно, в результате чего и возни­ кает пористость, близкая по своей величине к пористости «идеальной почвы» при гексагональной упаковке. ■ Уменьшение пористости при разрушении микроструктуры по­ казано такж е Кином и Коутсом (Keen and Coutts, 1928). Эти ав­ торы тщательно замеш ивали почву с водой, готовили из почвен­ ного теста образцы, высушивали их при 105° и определяли их объем. Зн ая удельный вес, они вычисляли и величину пористо­ сти. В 39 изученных образцах различных почв пористость после такой обработки в громадном большинстве случаев варьировала от 23 ДО: 27% , в среднем составив около 26% , т. е. в большинстве случаев оказалась близкой к пористости «идеальной почвы» в гексагональной упаковке. Б. Н. Мичурин (1957) подвергал сжатию во влажном состоя­ нии под давлением 100 атмосфер образец лёссовидного суглинка с естественной плотностью 1,6 г/см® и образец гумусового гори­ зонта чернозема с естественной плотностью 1,1 г/см®. После с ж а ­ тия плотность обоих образцов достигла 2,06 г/см®, а пористость уменьшилась до 26% . Точно так же естественный осадок частиц мельче микрона после высушивания уплотнился до 2,04 г/см®. Из этих фактов Мичурин вполне основательно заключает, что плот­ ность около 2 г/см® является пределом уплотнения глинистых и суглинистых почв и грунтов.' Этой плотности соответствует по­ ристость около 26%. В природе, кроме оглеенных горизонтов, такой ж е плотностью обладаю т солонцовые горизонты солонцов и некоторые грунты (валунные суглинки). И з сказанного выше видно, что пористость почв и грунтов в значительной степени зависит от их структуры. Это, понятно, г относится к почвам и грунтам суглинистого и глинистого меха­ нического состава, так как в грунтах и почвах песчаного меха, нического состава структура обычно отсутствует. Здесь на вели‘ чину пористости существенное влияние может оказывать меха­ нический состав. Песчаные почвы и грунты часто отличаются высокой сортированностью, и размер частиц, из которых состоит почва или грунт, варьирует в очень узких пределах, т. е. почва или грунт приближаются к системам монодисперсным. Пори] стость таких почв и грунтов чаще всего вы раж ается величиной { 35—40%. В этих случаях пористость может быть значительно I уменьшена, если в данную почву или грунт будут введены ча' стицы такого разм ера, что они смогут поместиться в порах грунта, т. е. частицы, поперечник которых меньше, чем попереч­ ник пор. Очевидно, что при этом размер пор грунта-не изменится, но значительная часть этих пор будет занята вновь вве­ 26 денными мелкими частицами, что и вызовет уменьшение пори­ стости. В природных условиях такие случаи встречаются, по-види­ мому, довольно редко вследствие того, что песчаные и супесча­ ные грунты обладают, как уж е было указано, высокой сортиро­ ванностью, в силу чего еще в процессе их образования все частицы, более или менее значительно отличающиеся по своим размерам, оказываются отмытыми. Но искусственным путем 40 30 го Ф ранция 1 6 - 8 + ф р а кц и й 8 ~ 4 U мм 4 -2 " г-t >• » I.O-0.5 >> » 0 .5 -0 .2 5 -> ю -> • 0 . 2 5 - 0 .1 V » 0 ./-0 .0 S '• 20 40 '■ 60 ■ 80 . 100 С о д е р ж а н и е за п о л н я ю щ е й ф р а н ц и и .% Рис. 6. Пористость в смесях частиц (по Охотину). различных фракций можно приготовлять смеси частиц любого размера. Обширные опыты в этой области были произведены В. В. Охотиным (1929).. Результаты нескольких его опытов представлены на рис. 6. Из этого рисунка видно, что при примешивании к частицам более крупным частиц более мелких, разного разм ера и в р а з­ личной пропорции пористость уменьшается. При этом наиболь­ шее уменьшение пористости наблю дается тогда, когда содерж а­ ние мелкой фракции достигает 30—40%. В обе стороны от этой величины пористость нарастает. Д алее, из того же рисунка видно, что с понижением отношения диаметров частиц от 1:1 до 1 : 16 пористость продолжает уменьшаться; при дальнейш ем ж е понижении этого отношения уменьшение пористости уж е более не наблю дается и она остается на уровне около 20% при содержании примешанной мелкой фракции, достигающем: 30—40%. 2Т Из своих опытов Охотин делает следующие выводы: 1. Пористость всех-окатанных фракций, как гравийных, так и песчаных, примерно одинакова и равна 36—38%. 2. Пористость смеси из двух фракций, как песчаных, так и гравийных, при одинаковых отношениях диаметров фракций, входящих в смесь, и при одних и тех же весовых отношениях одинакова. 3. Пористость смеси из двух фракций, диаметры которых от­ носятся между собой как 2: 1. равняется средней арифметиче­ ской пористости отдельных фракций, входящих в смесь. Когда отношение диаметров фракций в смеси увеличивается от 4 до 16, пористость сильно уменьшается, достигая минимальной вели­ чины при отношении, равном 16. При смешении фракций, имею­ щих отношение диаметров больше 16, пористость такая же, как и в смесях из фракций с отношением диаметров, равным 16, или уменьшается очень незначительно. 4. Наилучшее заполнение пор в смеси из двух фракций с от­ ношением диаметров, равным 16: 1 и большим, получается тогда, когда вес заполняющей фракции составляет 30% , и пористость изменяется мало, когда содержание заполнителя колеблется в пределах от 20 до 40 %. 5. При смешении двух фракций, имеющих отношение-диамет­ ров 16 и более, наименьшая пористость смеси в 2 раза меньше пористости отдельных фракций. Еще меньшую пористость, как показали опыты Охотина, можно получить, применяя смеси из трех и четырех фракций. Наименьш ая пористость при этом получается при тех условиях, когда диаметр каждой последующей фракции в 16 раз меньше диаметра предыдущей и весовое содержание каждой последую­ щей фракции относится к содержанию предыдущей как 3 :7. П о­ ристость смеси из трех фракций при этих условиях в 4 раза меньше, а смеси из четырех фракций — в 8 раз меньше пористо­ сти каждой отдельной фракции. В смесях из трех и четырех фракций Охотину удавалось снижать порозность д о .4—5%. В природе подобные смеси фракций, по-видимому, если и встречаются, то крайне редко, вследствие чего величина пороз­ ности редко опускается ниже 27%. Дисперсность твердой фазы почв сопряжена с образова­ нием значительной у д е л ь н о й п о в е р х н о с т и . Д л я измере­ ния последней был предложен ряд методов, как эксперименталь­ ных, так и расчетных. В недавно опубликованной работе Пури и М урари (P uri and M urari, 1963) на 302 образцах почв различ­ ных Т И П О В было произведено сравнение семи методов определе­ ния удельной поверхности, причем было найдено, что три метода дают величины почти тождественные: метод поглощения этиленгликоля, метод расчета по механическому составу и метод изо­ терм сорбции водяного пара с расчетом по Гарвею. Результаты, 28 достаточно близкие к полученным по этим трем методам, дают еще два: метод определения теплоты смачивания и метод изо­ терм сорбции водяного пара с расчетом по БЭТ (см. стр. 71) — при условии в последнем случае удвоения полученной величины. Тот факт, что пять столь различных методов дали такие близкие результаты, позволяет считать полученные данные вполне достоверными. Д л я 'ПОЧВ, исследованных двумя указанными авторами, поверхность варьировала от 20 до почти 400-м2/г. Каолинит ока­ зался обладающим поверхностью в 40—60 м^/г, и л л и т— 160— 180 м^/г, бентонитовая глина — 700—-750 м^/г. Теплота смачивания, по данным тех ж е двух исследова- . тел ей, в расчете на 1 см^ поверхности варьировала от 180 до 194 эрг/см^, в среднем составив 187 эрг/см^. Заканчивая на этом главу о пористости почвы, следует отме­ тить, что изменчивость пористости в почвенном профиле, сопря­ женная с изменчивостью механического состава, агрегатного со­ стояния, структуры и сложения, обусловливает весьма важное свойство почвы — ее анизотропность. Последняя вы раж ается в том, что в то время как в горизонтальном направлении свой-._ j ства почвы изменяются мало, по ве'ртикально¥“бШ'‘^' изШнчй- / вость весьма значительна. Поэтому рассматривать почву просто i как «пористую среду», как это делают многие исследователи, Г" особенно за рубежом, недопустимо. глава II СВОЙСТВА ВОДЫ И ПРИРОДА НЕКОТОРЫХ ЯВЛЕНИЙ, СВЯЗАННЫХ С НИМИ Вода не представляет собой простой жидкости, при трактовке свойств которой мы могли бы обойтись чисто физическими пред­ ставлениями о свойствах жидкого тела. Вода — это вещество с весьма своеобразными физико-химическими свойствами, кото­ рые и оказываю т большое влияние на ее поведение при сопри­ косновении с другими веществами. Эти свойства проявляются при взаимодействии воды с растворенными в ней веществами независимо от того, в какой степени дисперсностя — ионной, молекулярной или коллоидной — эти вещества находятся; они определяют в значительной мере и свойства самой воды как жидкости при температурах выше 0° и как твердого тела при температурах ниже 0°; они проявляю тся и при соприкосновении воды с нерастворимыми твердыми телами. Совершенно естест­ венно поэтому, что эти физико-химические свойства воды играют большую роль и в ее взаимодействии с почвой. Поэтому мы счи­ таем необходимым ввести настоящую небольшую главу, в кото­ рой рассматриваю тся эти своеобразные физико-химические 29 свойства воды, а такж е связанные с ними явления, как, например, осмотические, капиллярные и т. д. 1. Строение и свойства воды К ак известно, химический состав воды характеризуется ф ор­ мулой НгО. Однако это не значит, что молекулы воды представ­ ляют собой электрически нейтральные тела. Еще в конце прош­ лого столетия трудами М енделеева было показано, что молекулы воды способны вступать в соединение с молекулами растворен­ ного вещества, на основании чего Менделеев и создал свою гидратную, или, как ее принято называть теперь, сольватную теорию растворов. Несколько позднее Каблуков показал, что явления гидратации, или сольватации, распространяются и на ионы. В основе взаимодействия воды с растворенными веществами леж ат, согласно современным воззрениям, следующие явления. М олекула воды, состоящая из двух одновалентных ионов во­ дорода и одного двувалентного иона кислорода, не является энергетически нейтральной, как это может показаться на первый взгляд, исходя из равенства сумм отрицательных и положитель­ ных зарядов. Это отсутствие энергетической нейтральности можно предста­ вить и объяснить двояким образом. Ч ащ е всего молекулу воды, или, как принято еще говорить для краткости, гидроль, рассматриваю т как «диполь», т. е. тело с двумя полюсами, несущими заряды противоположного знака. Наличие двух полюсов у тела, казалось бы электрически ней­ трального, объясняется тем, что ионы водорода и кислорода в гидроле расположены в вершинах равнобедренного треуголь­ ника, причем угол у вершины треугольника, занятый ионом кис­ лорода, равен 105° (Паулинг, 1947), а прилежащ ие стороны тре­ угольника, т. е. расстояния между ионами № и ионами 0 “ , равны 0,96 А в газообразном состоянии и, по-видимому, 0,99 А во льду. Схематически строение молекулы воды изображено на рис. Та. Диаметр молекулы воды равен 2,76 А. Легко подсчитать, что объем молекулы воды, если принять для нее шарообразную форму с диаметром, равным 2,76 А, равен 11 • см®. Если представить себе, что молекулы находятся в ку­ бической упаковке, то суммарный объем, вклю чая и промежутки между ш арами одной грамм-молекулы, будет равен 6,06-1023(2,76-10-8)3=12,74 см^, где 6,06 • 102з _ число Авогадро. Если ж е представить себе шары находящимися в гексаго­ нальной упаковке, то их суммарный объем, опять-таки включая промежутки, окажется равным 6,06 . 1023 . I I . 10-24 (1 30 1 1 ^ ) = 9,0 смз, 2 5 ,9 5 7 4 ,0 5 ■отношение объема промежутков к объему самих ш аров-(см. главу I). Таким образом, в то время как истинный объем одной грамммолекулы воды ра'вен 18 см®, вычисление дает нам от 9,0 до 12,74 см®, т. е. величину, значительно меньшую, из чего явствует, что молекулы в жидкой воде расположены очень рыхло. Н а к а ж ­ дую молекулу воды дриходится объем, равный w W = 2 9 . 7 - 1 0 - cm® при истинном ее объеме, равном 11 • см®. Рис. 7. Строение молекулы воды (а) и водородн ая связь по П аулингу (б ). Если ЭТОТ объем представить в форме куба, то его ребро, а следовательно, и диаметр вписанного в него ш ара окажется равным |/ 2 9 , 7 . . = 3 ,1 • 10-8 см, в то время как диаметр молекулы воды на самом деле равен 2.76-10"® см. В чем ж е заклю чается причина рыхлости? Дипольность молекул воды обусловливает их способность вступать друг с другом в связь, притягиваясь полюсами проти­ воположного знака, что и обеспечивает рыхлое расположение молекул, препятствуя их сближению и более плотной упаковке. Д ругое объяснение отсутствия электрической нейтральности у молекул воды заклю чается в следующем. Атом водорода, имеющий одну стабильную орбиту, способен образовать, вообще говоря,' лишь одну ковалентную связь. Однако, несмотря на это, оказывается, что в некоторых случаях атом водорода может при­ тянуть к себе и тем самым связать между собой два атома. В этом случае возникает уже ионная связь, т. е. связь, в основе которой лежит кулоновское притяжение между разноименно з а ­ ряженными телами. . О бразование водородной связи между 31 анионами Х~ схематически изображено на рис. 7 б, который мы заимствуем у Паулинга (1947). Третьего аниона, изображенного на этом рисунке пунктиром, протон водорода притянуть уже не может, так как этому приближению мешают остальные два аниона. Т акая водородная связь осуществляется тем легче, чем более электроотрицательны ' атомы, соединяемые ионом водорода. Б лагодаря высокой электроотрицательности ионов кислорода водородный ион легко образует водородные связи между ними. Вследствие этого гидроли могут легко ассоциироваться между собой в комплексы, причем между гидролями и возникает водородная связь. Таким образом,, будем ли мы подходить к поведению гидролей с точки зрения их дипольных свойств или с точки зрения воз­ можности возникновения водородной связи, результат полу­ чается один и тот же: молекулы воды способны ассоциироваться друг с другом. в дальнейшем в целях удобства изложения мы будем пользо­ ваться преимущественно первым представлением, т. е. будем рас­ сматривать молекулы воды как.диполи, не забы вая, однако, что в основе явления все ж е лежит водородная связь. По поводу ассоциации молекул воды существовало много не­ правильных взглядов. Например, допускалось, что ж идкая вода состоит из ди- и тригидролей. Такое представление ныне счи­ тается ошибочным, что впервые было отмечено Берналом и Фаулэром (B ernal and Fowler, 1933). Вода, как указываю т Родебуш и Босуэл (Rodebush and Boswell, 1958), является структурной жидкостью, в которой молекулы связаны водородной связью, так что они не имеют возможности свободно вращ аться. П ракти­ чески можно считать, что не ассоциированных молекул в воде нет, хотя молекулы воды в то ж е время сохраняют свою индиви­ дуальность, так как связь между атомом кислорода и двумя ато­ мами водорода сохраняется длительно.' О. Я. Самойлов (1957) добавляет к этому, что и структура льда, как и структура воды, обусловлена образованием водород­ ных связей между ее молекулами. Во льду молекулы располо­ жены так, что они соприкасаются разноименными полюсами. Структура льда является очень ажурной. В ней много пустот, некоторые из которых даж е крупнее, чем сами молекулы. Эта аж урная структура показана на рис. 8. Структура жидкой воды близка к структуре льда, говорит Самойлов, но в процессе плавления некоторая часть водородных связей обрывается, а другие связи искривляются. Однако общий характер структуры остается тот ж е .' * Эяектроотрицательностью атомов, входящ их в состав вается их способность притягивать к себе электроны. 32 молекулы, назы­ Структура воды изменяется в присутствии молекул или около поверхности твердой фазы. Изменение может быть следствием возникновения водородных связей или структура образуется за счет самих молекул воды. Ассоциация молекул воды обусловливает значительную ве­ личину когезии воды. Величина последней, измеряемая отрица­ тельным давлением, которое необходимо применить для того, чтобы разорвать столбик воды (находящийся, конечно, в зам к­ нутом капилляре),, оценивалась ранее в 300—350 атмосфер. Рис. 8. М одель структуры льда. Р асполож ение молекул изображ ено' в двух взаимно перпендикулярных плоскостях, (по С ам ой лову). Бриггс (B riggs, 1949), пользуясь новым оригинальным методом, получил 2 2 3 ± 5 атм. при 27° С. Тот факт, что молекулы воды обладаю т электрическими по­ лями, обусловливает и чрезвычайно высокую растворяющую способность воды. 2. Гидратация ионов Диполи воды могут притягиваться ионами вследствие взаим ­ ного притяжения электрических зарядов, присущих, с одной сто­ роны, иону, а с другой — полюсам гидролей. Явление это назы­ вается гидратацией ионов и вы раж ается, в конечном счете, в об­ разовании гидратной оболочки вокруг ионов, состоящей из притянутых ионом молекул воды. Учитывая различный размер ионов, можно заранее предвидеть, что величина этих гидратных оболочек бздат у разных ионов различной. 3 З ак аз № 405 35 Родебуш и Босуэлл (Rodebush and Boswell, 1958) указывают, что сильно гидратируются только маленькие ионы. Катион с его положительным зарядом сильно притягивает кислород двух мо­ лекул воды. Если катион достаточно мал (меньше, чем катион калия), так что его объем плюс объем двух молекул меньше, чем объем молекулы метана, вокруг этой группы, как вокруг ядра, образуется клетка из молекул воды. При этом центральные мо­ лекулы поляризуются, что усиливает водородные связи, и спо­ собствует образованию второго слоя водных молекул, образую ­ щих жесткую оболочку. Число .связанных молекул может быть очень большим. Если ж е катион имеет большие размеры, обо­ лочка образоваться не может. Бокрис (Bocris, 1949), опираясь на концепцию Борна— Ф аянса, считает, что некоторое количество молекул раствори­ теля прочно присоединяется к ионам, причем ион с присоединен­ ными к нему молекулами образует единое целое н двигается как таковое. Это есть первичная сольватация. Вторичной сольвата­ цией следует назы вать.все электростатические взаимодействия, которые не входят в понятие первичной сольватации. Бокрис указывает, что большие величины (например, получившиеся Ризенфельдом и Рейнгольцем для Na-70) характеризую т всю соль­ ватацию (первичную и вторичную), в то время -как числа менее 10 характеризуют лишь первичную. В. И. Тихомиров (1963) говорит, что ионы в растворе оказы ­ ваю т упрочняющее действие на водородные связи между моле;кулами первого и второго слоев, окрул<ающих ион, передаю­ щееся и на молекулы б о л ее . отдаленных слоев (своеобразная «кристаллизация» структуры). При этом чисто дипольное взаи­ модействие между ионами и молекулами воды встречается не так часто, обычно же эта связь имеет ковалентный характер. Упорядочивающее действие ионов на структуру воды растет с уменьшением радиуса ионов, а для близких по размеру ионов — с увеличением ковалентной связи между ионом и молекулой воды. Изменения в структуре свободной воды, вызываемые при­ сутствием ионов, находятся не в линейной зависимости от кон^ центрации электролита. По мере ее. повышения упорядочиваю­ щее действие «самоускоряется». Упорядочивающее действие ионов имеет место наряду с их разруш аю щ им действием на структуру свободной воды. В литературе можно пайти ряд определений степени гидра­ тации ионов, которую принято вы раж ать числом молекул воды, входящих в оболочку одного иона. Эти определения весьма р аз­ норечивы и в настоящее время физическая химия, по-видимому, не располагает вполне достонерными величинами степени гидра­ тации ионов. : В табл. 4 приведено несколько цифр, характеризующих гид­ ратацию ионов, полученных разными.авторами. 34 Таблица 4 Числа гидратации ионов (число молекул воды на один ион) и радиусы гидратированных и негйдратированиых ионов [цитируется по работе Грунера и Фогеля (G runer und V o g e l, 1950)] И ;о и ы Авторы №, Li- . Na-; K- Rb-.- CS" M g" C a- S r" B a" .0 ,8 9 1 .1 7 1 ,3 4 1 .4 9 0 ,7 8 1 ,0 6 1 ,2 7 1 ,4 3 9 .6 9 ,6 Радиусы негидратированных ионов ( А ) З а х а р и а зе н (Zachariazen) . . . . Гольдшмидт (G old schm idt) — . 0 ,6 8 — 0 .7 8 0 .9 8 1 .3 3 — — 0 .9 8 1 ,3 3 1 ,4 9 1 ,6 5 Радиусы гидратированных ионов ( А ) Иенни (Jenny) . . 10,0 3 Палльманн (P allшапп) . . . . . 7,3 . 7 .9 0 5 , 3 2 5 ,0 9 5 . 0 5 5 ,7 З.Б 3 ,6 3 ,6 10,8 Числа гидратации (числа молекул воды на один ион) Р нзенф ельд и Рейнгольц (R iesenfeld iind Reing o lz ) . . . . Р ем и (R em y) . . Палльманн (P allm a n n ) ................... Бринцингер и Paтанаре (Brlntzing er und Ratanar e t ) ........................ Бурной, Р онгер и Хэн (Boiirion, R on gerand H u n). Бабровский, В елиш и Вагнер (B ab row sk y, V e lisch und W ag­ ner) . . . . . . Пасынский (1938) 3* 1 1 65— 158 60— 70 22 1 2 ,6 8 .4 4 ,0 — 40 1 3 ,3 28 1 0 ,0 8 ,2 1 10 5 1 0 ,5 0 , 2 33 22 21 17 1 15 8 4 — — 21 22 — 14- 1 11— 13 — — .1 13— 14 1 -2 5 -6 9 11 5 - 6 8 -9 5 6— 7. 6— 7 20— 23 19— 22 — 16 18— 22 . 16 i 35 3. Осмотические явления Осмотические явления и управляющие ими количественные закономерности привлекаются многими исследователями, напри­ мер, Фагелером, Маттсоном, Альтеном и Курмисом и др., для объяснения явлений передвижения влаги в почве. Поэтому нам нужно познакомиться с современным состоянием вопроса об этих явлениях. Явления, называемые осмосом и осмотическим давлением, в простейшей форме, как известно, вы раж аю тся в следующем. Если сосуд с полупроницаемой стенкой наполнить раствором какого-нибудь вещества и погрузить его в другой сосуд с чистым растворителем, то растворитель начнет проникать в сосуд с р а ­ створом. Если этому проникновению будет противопоставлена какая-либо сила, например в виде столба ртути или какой-либо другой жидкости в манометре, присоединенном к сосуду с раст^шором, то можно обнаружить, что проникновение растворителя | в сосуд с раствором создает в этом последнем некоторое давле^|ние. Явление проникновения растворителя в раствор через по­ лупроницаемую перепонку называется осмосом, а развиваю ­ щееся в сосуде с полупроницаемой стенкой давление называется осмотическим давлением. Последнее подчиняется определенным количественным закономерностям, установленным Вант-Гоффом. Важнейш ая из этих закономерностей заклю чается в том, что ос­ мотическое давление, развиваю щееся в сосуде с раствором, р а в ­ няется тому газовому давлению, « . . . которое наблюдалось бы, если мы представим себе, что растворитель удален, а растворен­ ное вещество в форме газа занимает при этой же самой темпера{туре тот ж е объем, что и раствор, или, другими словами: моле|кулы растворенного вещества при осмотических процессах про1изводят на полупроницаемую перепонку то же самое давление, /какое они производили бы в газообразном состоянии на стенки ' обыкновенных сосудов при той же самой концентрации и той же самой температуре» (Каблуков, 1936). Величина осмотического давления подчиняется тому ж е за ­ кону, что и величина давления газа, P = RcT, где Р — осмотическое давление растворенного вещества, 7? — г а­ зовая постоянная, с — концентрация раствора, Т — абсолютная температура. Нельзя не признать того, что явление осмоса и его количест­ венное выражение — осмотическое давление — получили весьма обстоятельную математическую разработку. Однако от этого ма­ тематического описания явления еще далеко до познания его сущности. И это, несомненно, весьма ясно представлял себе сам создатель теории осмотического давления Вант-Гофф. В одной 36 • . из своих работ он пишет; «Опять перед нами стоит б е с ц е л ь ­ н ы й ' , по существу говоря, вопрос: чем вызывается осмотическое давление? Действительно, как уже указывалось, меня интересует только его величина; поскольку установлено, что она равна ве-' личине газового давления, постольку можно склониться к пред-^ положению о механизме,, подобном газовому. Кого это. вводит, однако, в заблуждение, т о т м о ж е т п р о с т о о т б р о с и т ь ^ размышления о механизме» [1892, цитирую по Оствальду (Ostw ald, 1918)]. Сам Оствальд вполне солидируется в Вант-Гоффом в этом вопросе, говоря: « . . . что ж е касается представлений о силах, которые здесь принимают участие, то для классической теории это вопрос совершенно второстепенный» (O stw ald, 1918). Эти признания классиков немецкой школы свидетельствуют о том, что у них, в том числе даж е у основоположника учения об осмотическом давлении Вант-Гоффа, не было полной уверенно­ сти в том, что их представления о механизме осмотического д а в ­ ления были бесспорными. М ежду тем каждый, кто пытался составить себе представле­ ние о механизме явлений, леж ащ их в основе осмотического д ав­ ления, хорошо знает, что сделать это не так просто. «Классиче­ ские» представления по этому предмету, изображаю щ ие раство­ ренное вещество находящимся как бы в газообразном состоянии, причем осмотическое давление вызывается ударам и молекул этого вещества о полупроницаемую стенку или, наоборот, о внеш­ нюю поверхность раствора на его границе с газообразной фазой, встречают очень много, возражений. Не удивительно поэтому, что вопрос о сущности, о механизме осмотического давления не схо­ дит со страниц специальных ж урналов. Современное состояние этого вопроса весьм а хорошо охарак­ теризовано следующийи словами академика И. А. Каблукова: «Почему осмотическое давление равно газовому? Вот вопрос, на который до сих пор мы не имеем определенного ответа. Некото­ рые исследователи, увлекшись вышеуказанной аналогией между газовым состоянием веществ и их состоянием в растворах, при­ няли за причину осмотического давления то же, что служит при­ чиной давления газов: т. е. подобно тому, как давление газа про­ исходит от ударов молекул о стенки сосудов, так и осмотическое давление производится ударам и о полупроницаемую стенку ча­ стиц растворенного вещества. С этой точней зрения растворитель представляет только среду, в которой свободно двигаются ч а­ стицы растворенного вещества. М ежду тем можно принять, что причиной осмотического д а в ­ ления является то притяжение, которое оказывают частицы ’ Р азрядк а наш а.— А. Р. ^ Р азрядк а наша.'— А. Р. 37 растворенного вещества в воде. Это притяжение заставляет про­ никать воду в сосуд с, полупроницаемой стенкой, когда в нем будет находиться раствор и он будет погружен в воду. По этому воззрению агентом, вызывающим осмотическое давление, яв' ляется взаимное притяжение между частицами растворенного вещества и растворителя. По нащему мнению, последнее воззрение наиболее прибли­ ж ается к истине» (Каблуков, 1936). Нам кажется, что изложенное в этой цитате рещение вопроса ближе всего отвечает природе явления и такое представление яв­ ляется наиболее подходящим и для тех явлений, с которыми мы имеем дело в почвах. Во всяком случае, объяснять явление осмотического давления исключительно поведением растворенного вещества и при этом игнорировать роль растворителя, как это делает классическая теория, видимо, нельзя. Если считать, что осмотическое давление есть разность давлений диффузии чистого растворителя и раст­ ворителя в растворе [Мейер (Меуег, 1945)], то величина осмоти­ ческого давления будет равна разности между энергией молекул чистого растворителя и энергией его ж е молекул в растворе. В последнем ж е она понижается вследствие взаимодействия этих молекул с частицами растворителя, что, таким образом, снова приводит нас к выводу Каблукова. Подробное изложение состояния вопроса о природе осмоти­ ческого давления мы находим в книге Крафтса, Карриера и Стокинга (1951), В результате рассмотрения различных теорий, ко­ торое сами авторы называю т «длинным и запутанным» (стр. 100), они приходят к выводу о том', что « . . . величина осмотического давления — это физическое свойство р а с т в о р а ...» (стр.' 94). С этой скромной формулировкой, по-видимому, пока и прихо­ дится примириться. Что касается природы осмотических явлений, то эти три ав­ тора склоняются к тому, ЧТО «. . . осмос обусловлен превышением ./энергии молекул чистого растворителя над энергией частиц ра; створителя в растворе.. . » (стр. 99). В новейшее время эта точка зрения получила математическую разработку со стороны Ч айнарда и Эннса (C hinard and Enns, 1956), Пользуясь представлением о химическом потенциале, введен■ ном Тиббсом , и исходя только из величин химических потенциа­ лов и активностей чистой воды и воды, входящей в состав рас­ твора, эти авторы вывели уравнение Вант-Гоффа. Никакие величины, которые характеризовали бы «давление молекул рас­ творенного вещества», в выводе формулы не участвуют. Если бы их давление принимало какое-то участие в создании осмотиче­ ского давления, то оно долж на было быть, как. говорят авторы, 38 отрицательным бомбардировочным давлением для того, чтобы обусловить поток растворителя в раствор. Сам по себе термин «осмотическое давление», по мнению Чайнарда и Эннса, неверен. Осмотическое давление всегда является разностью давлений между чистым растворителем и раствором, а не абсолютным давлением. Осмотическое давление есть лишь приращение давления, ко­ торое должно быть создано в отношении раствора для того, чтобы раствор, отделенный полупроницаемой мембраной от рас­ творителя, мог бы существовать в состоянии равновесия по от­ ношению к последнему. Представление об осмотическом давлении, как каком-то д ав­ лении, существующем в растворах в отсутствии приложенного внешнего давления, является неверным. Неслучайно и Гиббс в одной из своих работ говорит лишь о «так называемом Осмотическом давлении». Таким образом, расчеты ЧайнарДа и Эннса тоже приводят нас к точке зрения Каблукова, ибо понижение активности рас­ творителя в растворе вызывается взаимодействием его молекул с молекулами или ионами растворенного вещества. Основываясь на всем вышесказанном, мы будем далее исхо­ дить из представлений о природе осмотического давления, выска­ занных Каблуковым, т. е. считать, что в основе явления лежит связывание молекул растворителя с молекулами или ионами рас­ творенного вещества. Количественно ж е под осмотическим д ав­ лением будем понимать, величину гидростатического давления, которую необходимо приложить к раствору (осмотическое д а в ­ ление которого мы хотим измерить), для того чтобы уравнове­ сить его с чистым растворителем, отделенным от него полупро­ ницаемой мембраной. Здec^? уместно будет упомянуть о весьма целесообразном предложении Ричардса (R ichards, 1961) , который предлагает го­ ворить не об осмотическом давлении раствора, а о всасывающем давлении раствора (solution suction), ж елая, очевидно, этим подчеркнуть свойство раствора той или иной концентрации вы­ зывать передвижение к себе воды из раствора с меньшей кон­ центрацией и с меньшим поэтому всасывающим давлением. В почве с явлениями осмоса мы сталкиваемся в двух главных случаях. Первый из них — это взаимодействие воды и обменных катио­ нов. Обменные катионы притягиваются поверхностью почвенных коллоидных частиц. Одновременно эти катионы притягивают к себе из почвенного раствора динольные молекулы воды, кото­ рые стремятся окружить каждый обменный катион со всех сто­ рон, создать вокруг него водную оболочку и, так сказать, отжать, отчленить его от поверхности почвенной частицы. Вот это отжимаю щ ее усилие можно рассматривать как проявление 39 осмотического давления. От классического случая с полупрони­ цаемой мембраной этот случай отличается тем, что в нем осмотическому давлению, в основе которого лежит взаимодейст­ вие между ионами и диполями воды ,, противопоставлено элек­ тростатическое притяжение обменных катионов со стороны поч­ венных частиц, в то время как в классическом случае осмоти­ ческому давлению противостоит гидростатическое давление столба воды в осмометре. Второй случай возникновения в почве осмотических явле­ ни й — это когда, почвенный раствор имеет неодинаковую^ концентрацию в разных участках почвенной толщи. В этом слу­ чае наблю дается не только диффузия растворенных веществ из участков с более высокой их концентрацией к участкам с более низкой концентрацией, но одновременно и встречная диффз'зия воды в обратном направлении. Оба эти процесса в своей основе имеют взаимодействие между молекулами или ионами почвен­ ного раствора и дипольными молекулами воды, т. е. оба эти про­ цесса по своей природе являю тся осмотическими. Существенное значение эти явления могут иметь лишь при более или менее вы­ сокой концентрации почвенного раствора и значительной раз­ нице концентраций. Одновременное существование обоих указан­ ных процессов экспериментально было показано А. Ф. Л ебеде­ вым (1930), а затем подтверждено Н. А. Комаровой (1937). 4. Поверхностное натяжение. Капиллярные явления В основе явлений, называемых капиллярными, или мениско­ выми, лежит поверхностное натяжение жидкостей. Природа по­ верхностного натяжения заклю чается в следующем. Л ю бая молекула внутри достаточно толстого слоя л<идкости находится, под влиянием притяжения со стороны всех, окруж аю ­ щих ее молекул, взаимно притягивая их.. Вследствие хаотиче­ ского расположения этих молекул и их постоянного тепловогО' движения исходящие от них силы притяжения, действующие на данную молекулу, в к а ж д ы й д а н н ы й м о м е н т не яв­ ляются уравновешенными, поэтому и данная молекула такж е находится в состоянии постоянного движения. Но в с р е д н е м воздействия, оказываемые соседними молекулами на данную молекулу за некоторый промежуток времени, оказываются урав­ новешивающими друг друга, вследствие чего данная молекула не имеет тенденции к предпочтительному движению в какую-либоопределенную сторону. Иное имеет место в поверхностном слое жидкости, около гра­ ницы раздела с газообразной фазой. Представим себе молекулу (рис.. 9), находящуюся в данный момент на самой поверхности (рис. 9 а). Очевидно, что она будет притягиваться как моле­ кулами жидкости, так и молекулами того ж е вещества, находя40 щимися в парообразном состоянии и наполняющими простран­ ство над поверхностью жидкости. Б лагодаря тому что плотность жидкости несравненно больще, чем плотность пара, равнодейст­ вующая, направленная вниз’ по'своеи'^^в^^ значи­ тельно больше, чем направленная вверх. Вследствие этого моле­ кула, находящ аяся на поверхности, будет в конечном итоге ис­ пытывать одностороннее, направленное вниз,._к,-массе жидкости, притяжение. В таком положении будут находиться все не только собственно поверхностные молекулы, но и молекулы, находя­ щиеся в слое жидкости некоторой толщины. Хенникер (H enniker, 1949) обобщил большое число работ, в которых свойства и толщина поверхностного слоя жидкостей Рис. 9. П оверхностный слой ж идкости. исследовались путем измерения явлений адсорбции, трения, ад­ гезии, электропроводности, изменения показателя преломления, вязкости, диэлектрической постоянной, механических свойств, давления водяного пара и т. д. В результате анализа этой лите­ ратуры Хенникер пришел к выводу, что поверхностный слой ж ид­ кости не есть лишь мономолекулярный слой, но есть область, в которой ордентжрованность простирается на расстояние, изме­ ряемое многими диаметрами'‘Нолекул. Эффективная толщина по­ верхностного слоя достигает десятков и сотен онгстремов в ж ид­ костях с низким молекулярным весом и тысяч онгстремов в ж ид­ костях с длинными молекулярными цепочками. Это объясняется тем, что хотя молекулярные силы сами по себе обладаю т очень небольшим радиусом действия, но дальность их действия значи­ тельно возрастает вследствие явлений поляризации, т. е. ориен­ тирующего действия одной молекульГна д ругую .' М олекулы поверхностного слоя, находясь под влиянием ука­ занного односторонне направленного притяжения, будут, оче­ видно, оказывать давление на всю массу жидкости. Это д а в л е ­ н и е н а з ы в а е т с я п о в е р х н о с т н ы м и измеряется величи­ нами порядка тысяч атмосфер, доходя для воды до 11 00р„.атм. Именно благодаря такому большому поверхностному давлению ж идкости.и обладаю т очень малой сжимаемостью — они уже сжаты поверхностным давлением. Молекулы поверхностного слоя обладаю т еще одним свойст­ вом, проистекающим из того ж е их особого положения.' Им самим 41 присущи силы притяжения, направленные во все стороны. Та часть этих сил, которая направлена внутрь объема жидкости, : уравновешивается силами притяжения молекул последней. Дру: гая же их часть, направленная в пространство над жидкостью, ' оказывается ненасыщенной. В связи с этим поверхность жидко­ сти обладает некоторым количеством- свободной поверхностной энергии, величина которой пропорциональна поверхности жидкости. Так как свободная энергия стремится к на'именьшему значе­ нию, то этому ж е закону подчиняется и поверхностная энергия жидкости, что в данном случае вы раж ается в стремлении послед­ ней к максимальному, уменьшению своей-поверхности. Поэтому всякому объему жидкости присуща тенденция к принятию формы ш ара, как тела с наименьшей поверхностью. Подобная тенденция была бы свойственна жидкости, поме­ щенной в сосуд с упругой, растяжимой оболочкой, сделанной, например, из тонкой резины. Поэтому создается впечатление, что жидкость к а к б ы покрыта какой-то упругой пленкой, откуда, собственно говоря, и произошло выражение «поверхностное на­ тяжение». Однако поверхностное натяжение не является лишь какой-то аналогией, какой-то фикцией, а существует на самом деле. Предположим, что поверхность жидкости достигла минималь­ ного размера, но концентрация молекул в поверхностном слое и внутри объема одинакова. Такое состояние не может быть устой­ чивым, так как при этом отсутствует сила, уравновеш ивающ ая направленное внутрь притяжение, испытываемое молекулами по­ верхностного слоя. Поэтому последние будут переходить внутрь объема до тех пор, пока уменьшивщм-ея-~концен.традия молекул в поверхностном слое не создаст градиента давления, противо­ стоящего направленному внутрь притяжению. Когда равновесие установится, количество молекул на единицу объема в поверхно­ стном слое будет меньше,..чем внутри. |Меньшая плотность соот^ ветствует меньшему давлению. Следовательно, поверхностный слой будет находиться в состоянии натяжения по сравнению с внутренностью объема. И зл агая сказанное на языке термодинамики, Гарни (Gurney, 1949) указывает, что в системе, находящейся в равновесии, хими­ ческий потенциал |я всех молекул должен быть одинаков. Если он не одинаков, то молекулы будут двигаться от точек, где jj, выше, к точкам, где [х ниже. Химический потенциал молекул жидкости зависит от их относительного положения. Н а поверх­ ности, на которой отсухствует натяжение, молекулы, слагающие поверхность, вследствие их несимметричного положения имеют }х более высокий, чем молекулы внутри объема. Вследствие этого большее число молекул будет входить внутрь объема, нежели выходить из него на поверхность, в силу чего последняя будет 42 занята меньшим числом молекул, которые поэто'му окаж утся на расстояниях, превосходящих расстояние, свободное от натяж е­ ния, поэтому между ними возникнет сила натяжения, которая и снизит химический потенциал [л молекул поверхностного слоя. Равновесие наступит тогда, когда сила натяжения вследствие уменьшения концентрации молекул в поверхностном слое достиг­ нет такой величины, что [х поверхностных молекул снизится до [х внутренних молекул. Конкретной иллюстрацией реального существования поверх­ ностного натяжения является известный опыт с растяжением мыльной пленки, образовавш ейся между двумя параллельно рас­ положенными отрезками проволоки. Если поверхностная энер­ гия существует, то для растяжения и увеличения поверхности пленки необходимо произвести работу. Следовательно, когда мыльная пленка растягивается, должна существовать сила, на­ правленная параллельно поверхности пленки и противящ аяся ее растяжению, которая и делает необходимым приложение внеш­ ней силы для производства работы. Величина поверхностной энергии у различных жидкостей р а з­ лична и является характерной для каж дой жидкости констан­ той, меняющейся, однако, с температурой. Поскольку это есть одна из форм энергии, ее и следует вы раж ать в соответствующих единицах, например в эргах на квадратный сантиметр. Но вы ра­ ж аю т ее и в динах на линейный сантиметр, используя, таким об­ разом, представление о «пленке поверхностного натяжения». М атематической ошибки отсюда не проистекает, ибо, производя работу увеличения поверхности на 1 см^ против силы, равной а дин на 1 см линейный, мы совершаем работу, равную а эргов. Таким образом, обе эти величины оказываю тся ч и с л е н н о равными. В различных справочных таблицах величины поверх­ ностного натяжения вы ражаю тся обычно в динах на сантиметр (дин/см). Эти ж е величины, следовательно, вы раж аю т одновре­ менно и поверхностную энергию в эргах на квадратный санти­ метр (эрг/см^). Поверхностное натяжение уменьшается с увеличением темпе­ ратуры, причем зависимость между этими двумя величинами во многих случаях линейная. Одной из формул, выражаю щ их эту зависимость, является а^ = ао[1 где ао и Щ'— величины поверхностного натяжения соответст­ венно при температуре плавления to и при температуре t, не пре­ вышающей критической температуры. Величина v может быть приближенно вычислена по формуле / 9-0 —^0 ’ где 'О'о — критическая температура данной жидкости. 43 Д л я воды приведенное выше уравнение имеет такой вид: = 75,7 ( Г - 0,0020, \ где ^ — температура в градусах Цельсия, не превышающая кри­ тической температур151, равной для воды 374°. Вернемся теперь к вопросу о поверхностном давлении. Вели­ чина этого последнего, как было показано Л апласом, зависит от формы поверхности жидкости, причем эта зависимость в общем случае вы раж ается следующей формулой: — ■'°о + [R l +‘ R2 где P j — величина давления при данной кривизне поверхности, а — величина поверхностного натяжения, Ri и R 2 — главные р а ­ диусы кривизны поверхности. Последние величины положительны, если поверхность Жид- кости выпуклая, и отрицательны, если она вогнута. Не трудно видеть, что при условии, когда, 1 = _ L = o V, ^1 — п_ Т. е. при плоской поверхности, Т; е. Ро есть не что иное, как поверхностное давление при плоской поверхности, называемое обычно н о р м а л ь н ы м д а в л е ­ нием. Д авление под всякой вогнутой поверхностью будет меньше, а под выпуклой — больше, чем под плоской, ибо под вогнутой поверхностью R i < 0 и 7?2<0 и -. а под выпуклой Поверхностью R i> 0 и /? 2 > 0 и Л = .Ро + а ( - ^ + -7 ^ Все эти явления и количественные зависимости относятся, как мы говорили, к случаю раздела двух фаз: жидкой и газооб­ разной. Рассмотрим теперь соотношение сил, действующих на границе раздела твердое—жидкое—газообразное. Д л я этого обратимся 44 ' ■ ■ к рис. 1 0 , на котором изображ ена такая система: жидкость а, твердое тело S и пар, G. Угол между касательной k поверхности жидкости, проведенной в точке А контакта всех трех фаз, и по­ верхностью твердого тела обозначим через 0. Он называется краевым углом. Обозначим через 7 ^5 , ^ sl и ~(sa соответственно поверх­ ностные энергии: жидкости на границе с паром, жидкости на гр а­ нице с твердым телом, твердого тела на границе с жидкостью и твердого тела на границе с паром. Анализируя соотношение сил в этой системе, Броун (Brown, 1947) выделяет два случая. В первом допускается, что поверхно-стная энергия твердого тела не изменяется от соприко­ сновения его с жидкостью, G т. е. что а T5t = TsoВо вне твердого тела имеется создаваемое им си­ ловое поле, направленное перпендикулярно к его по- Рис. ГО. Контакт сил, действую щ их верхности. Если жидкость на границе трех тел: твердого S, соприкасается с такой пож идкого а и газообразн ого G. верхностью, это поле умень' шает притяжение поверхностных молекул жидкости, направлен­ ное внутрь ее объема, которое является причиной натяжения на поверхности ж вдкоЖ ^ и может даж епревзойти его по вели­ чине. Поверхностное натяжение жидкости на поверхностй ее соприкосновения с твердым телом оказывается при этом мень­ шим, нежели поверхностное натяжение жидкости Tzo на поверх­ ности соприкосновения с паром, и может сделаться даж е отри­ цательным, т. е. превратиться в поверхностное давление. Так как мы исходим из допущёния 7 'чт 6 состояние'повёрх'ности твердого тела не меняется от соприкосновения с жидкостью, то сила при­ тяжения твердого тела, действующая на жидкость в точке А, дей­ ствует нормально к его поверхности и не имеет тангенциальной составляющей. Поэтому равновесие в точке А определяется уравнением T io C o s6 -f Tis = 0, (1) откуда cosS = — ha Значит, косинус краевого угла, а следовательно, и ве­ личина самого угла зависят от соотношения знаков величин и Если обе эти величины положительны, то cos 0<О и 0>9О°. 45 в этом случае растекание жидкости не происходит («твердое тело не : смачивается ■ жидкостью») и жидкость стремится собраться в каплю, как, например, капля воды на поверхности парафина. Если же у^вСО, а yi-g> 0, то cos 0>О и угол 0<9О°. В последнем случае поверхность жидкости, соприкасающаяся ; с твердым телом, оказывает давление, которое и;эаставляет жид­ кость растекаться, а поверхность твердого тела — смачиваться. ‘ Если,жидкость и твердое тело таковы, что Tio — TiS> то равновесие в соответствии с (1) невозможно, так.как в этом случае было бы Tiff < Т ш cos 0, т. е. cos 0>1, чего быть не может. Сила cos0, противодейст­ вующая растеканию, в этом случае недостаточна для уравнове­ шивания силы — вызывающей растекание, даже если 0 сде­ лается равным нулю. Жидкость при этом растекается до тех пор, пока не образует слой толщиной в одну молекулу, в котором, повидимому, нет ни давления, ни натяжения. В рассмотренном случае создается поверхностное давление за счет притяжения молекул жидкости, образующих ее поверх­ ностный слой силовым полем, присущим телу. Обратимся теперь ко второму, гораздо более распространен­ ному случаю, когда поверхностная энергия твердого тела изме­ няется при его смачивании, т. е. когда T s i< t5 0 Вследствие замещения пара жидкостью появляется некото­ рое количество свободной механической энергии, и принцип вир­ туальной работы позволяет записать Tio cos 0 = 750 — Y si— Tis- (2) Разность Tso Т5 Л характеризует собой реальную танген­ циальную силу, действующую около точки А, вызывающую рас­ текание жидкости и смачивание твердого тела. Следует отметить, что представление о такой тангенциаль­ ной силе, заставляющей жидкость растекаться по поверхности твердого тела, было высказано еще Лапласом в его классической работе по капиллярности [цитирую по Гарни (Gurney, 1949)], но осталось незамеченным. Мы рассмотрели явления и условия, определяющие растека­ ние жидкости по горизонтальной поверхности твердого тела. Но эти явления наблюдаются и в тех случаях, когда поверхность твердого тела, погруженного в жидкость, образует с поверхно­ стью последней тот или иной угол. В этом случае растекание жидкости по поверхности твердого тела (ее смачивание) выра­ 46 жается в том,- что поверхность жидкости приподнимается около / поверхности твердого тела в более или менее узкой полоске, при- / летающей к.последней. Приподнимание' поверхности жидкости около поверхности твердого тела сопровождается затратой работы, которая совер­ шается 3а счет уменьшения поверхностнойзлергии твердого тела, в соответствии со сказанным выше. Вода хорошо См-ачй&^ает большинство тел, но угол смачива­ ния лишь редко достигает 0°. Последнее имеет место при смачи­ вании в п о л н е ч и с т ы х поверхностей стекла, кремнезема, металлов. Достаточно, однако, присутствия загрязняющего слоя толщиной лишь в одну молекулу, чтобы величина угла смачива­ ния резко увеличилась. ' Далее, величина угла смачивания зависит от того, какая по­ верхность твердого тела — сухая или предварительно смочен- . ная — приходит в соприкосновение с жидкостью. При погруже­ нии сухой пластинки в в о д у угол смачидания, всегда бывает больше, чем при вынимании пластищи2дз в од ы. Это явление носит название гй ст ё р ’е.з йс ^ Природа его не вполне ясна. Возможно, что оно обязано своим происхожде­ нием тоже пленке «загрязняющего» поверхность твердого тела вещества, каковым может быть даже воздух (см. стр. 208). 5. Капиллярные явления в трубках малого поперечного сечения Если сосуд, в котором находится вода (в дальнейшем будем говорить о поведении только воды, поскольку в почве нас инте­ ресует именно ее поведение), имеет достаточно большой попе­ речник, то главная, центральная часть поверхности остается пло­ ской и искривляется только самый ее край. Если же поперечник сосуда настолько мал, что он делается соизмеримым ^радиусом кривизны пристенного искривленного края_повёр"хности жидко­ сти, то эти искривления края сливаются и образуют мениск — вогнутый для случаев хорошего смачивания (0<9О°) и выпуклый для случаев плохого смачивания (0>9О°). Так как радиус кри­ визны обычно очень невелик, образование менисков может про.исходить в трубках или щелях лишь с малым поперечником: Шульце (Schultze, 1955) указывает, что верхняя граница диа^ метра трубок, в которых наблюдается образование менисков, j равна 18 мм. Чем меньше диаметр трубок, тем больше кривизна j менисков,'т. е. тем меньще радиус кривизны. ,- " ■ / Радиус кривизны и радиус само'й” трубки связаны между со­ бой некоторой зависимостью. Эту зависимость можно вывести из рис. II , где R — радиус кривизны мениска ВВ', О — центр его кривизны, г — радиус трубки, линия Л В '— касательная к по­ верхности мениска в точке В', и, следовательно, угол 0 — угол .47 смачивания. Из рисунка ясно, что угол СВ'О тоже равен 0тогда г В случае полного смачивания 0 = 0 и i? = r. Как мы уже знаем, искривление поверхности ведет к измене­ нию поверхностного давления, уменьшая его при образовании Рис. 11. М ениск в цилиндрическом капилляре. Рис. 12. Равновесное располож ение воды в цилиндрическом к а­ пилляре. вогнутого мениска. Поэтому если опустить трубку, диаметр ко­ торой достаточно мал для того, чтобы в ней мог образоваться мениск, а стенки которой хорошо смачиваются, в широкий сосуд с водой, то уровень воды в такой трубке поднимется на некото­ рую высоту по сравнению с уровнем воды в большом сосуде. Подъем уровня будет происходить до тех пор, пока разность по­ верхностных давлений не уравновесится разностью гидростати­ ческих давлений столбов воды в сообщающихся сосудах. Иллюстрацию сказанному находим на рис. 12. Капилляр с радиусом г опущен в большой сосуд с водой. Диаметр большого сосуда настолько велик, что поверхность воды в нем вполне пло­ ская. Вода поднимается в капилляре на высоту Я. Если R — ра­ 48 диус кривизны мениска капилляра, а 0 — угол смачивания, то п __ , ^ COS о ■ Допустив, что капилляр имеет цилиндрическую форму, а ме­ ниск, следовательно, одинаковую кривизну во всех направле­ ниях, на основании формулы Лапласа имеем; P l ~ Pq ^ '^-1 где Pi и Ро — соответственно поверхностные давления в капил­ ляре и в сосуде с водой. Далее Pq Pi = - ^ Эта разность и является тем отрицательным давлением, ко­ торое создается вследствие образования вогнутрго мениска в трубке. Как мы уже говорили выше, это отрицательное давле­ ние уравновёшйваётся 'давлением" столбика воды в капилляре. Обозначив плотность воды через d, а гидростатическое давление, ■оказываемое столбиком воды на 1 см^, через Q, имеем Q= =H d g где g — ускорение силы тяжести. Очевидно,что P o -P i^Q . Следовательно, \ a . = Hdg. Так как то 2 а COS 0 — — , г , = Hdg, откуда J J __ 2cc COS 0 rdg ' при полном смачивании и плотности воды, равной 1, г г 2а //-T i-4 З ак аз № 405 ' 49 Таким образом, высота поднятия в капилляре воды обратно пропорциональна радиусу последнего (закон Ж ю рена). П одставляем в только что выведенную формулу численные значения величин g и а; g = 981 см/сек.2,. а а = 74, дин/см; Я = 2 ,7 4 " г • 981 откуда получаем формулу Ж ю рена: Я; 0 ,1 5 _ 0 ,3 D где Я — высота капиллярного подъема в сантиметрах, г — р а ­ диус капилляра в миллиметрах, D — диаметр капилляра в сан­ тиметрах. , Формулу Ж ю рена можно вывести и из несколько иных соот­ ношений. При капиллярном подъеме жидкости в трубке тянущее усилие на всем периметре трубки равно 2 яга. Это усилие урав­ новешивается весом столбика воды, который равен nr^Ag-p, где р — плотность воды. И з равенства этих двух величин получаем 2'7гra = n:r^Ag■p. Принимая р = 1 , находим 2« rg Таким образом, первоначальной причиной капиллярного подъема является поверхностная, энергия, присущая степкам труб.к-и.-,_Эта энергия, расходуясь, вызывает искривление поверх­ ности жидкости и соответствующее понижение поверхностного давления, вследствие которого происходит нарушение равнове­ сия в'сйстём е и вода поднимается в трубке до уровня, опреде­ ляемого формулой Ж ю рена. После этого давление слоя ж идко­ сти, прилегающего к стенкам капилляра, заставляет поверхность мениска распространяться по стенкам трубки вверх, причем на стенках образуетс’я слой адсорбированной жидкости. Теперь нужно рассмотреть несколько частных случаев капил­ лярных явлений. Представим себе изолированный цилиндрический капилляр,, в который можно постепенно вводить воду сверху, причем обра­ зование воздушных пузырьков исключено. В некоторый начальный момент в капилляре образуется стол­ бик воды небольшой высоты (рис. 1 3 а). Рассмотрим условия равновесия этого столбика. Он будет находиться под действием трех сил: силы тяжести Q, направленной вниз, поверхностногодавления верхнего мениска Р ь направленного тоже вниз, и по­ верхностного давления нижнего мениска Рг, направленного вверх. 50 Обозначим через h высоту столбика воды в сантиметрах, через d — ее плотность и через г — радиус капилляра в сантиметрах. Вес столбика воды будет, очевидно, равен Q = %r4d г, а давление q, развиваемое силой тяжести на 1 см2, будет g= -§2= ^d или q = h dg где g — ускорение силы тяж ести в см/сек^. б) Рис. 13. в) д) г) П одвеш енная влага в цилин­ дрическом капилляре. Условие равновесия требует, чтобы Л + ^ = /^ 2 . По формуле Л апласа, если капилляр имеет цилиндрическую форму, Рг=Ро- Я: где Ri и R 2 — соответственно радиусы кривизны верхнего и'ниж лего менисков. Вставляя это выражение в предыдущее уравнение, получаем Ro 51 откуда h d g = 2a \ Rl R-2 Таким образом, мы устанавливаем, что условием равновес­ ного состояния такого столбика воды, как бы «висящего» в к а­ пилляре, является неодинаковость кривизны верхнего и нижнего менисков. Т ак как левая половина последнего равенства — ве­ личина положительная при всех условиях, то положительной должна быть и правая половина. Следовательно, ^ > -4 - и 7^, <Т?2, т. е. верхний мениск должен иметь меньщий радиус кривизны и, следовательно, большую кривизну, нежели нижний. Лишь при этом условии поверхностное давление, создаваемое нижним ме­ ниском, будет больше, чем создаваемое верхним, причем р аз­ ность этих двух давлений, направленная снизу вверх, и уравно­ весит силу тяжести водяного столбика, найравленную вниз. Возвратимся к рис. 12. Если будем продолж ать вводить воду в наш капилляр, то по мере увеличения высоты h водяного стол/1 1\ бика величина hdg в уравнении h d g = 2 a будет такж е возрастать. М ежду тем условия равновесия требуют увеличения /1 1\ и правой части уравнения: 2 а ( ^ — ^ j . B ней величина а яв­ ляется постоянной; Ru т. е. радиус кривизны верхнего меп COS 9 ниска, — такж е величина постоянная и равная /<i = — „ где 0 — угол смачивания. Поэтому п равая часть уравнения может уве­ личиваться только за счет уменьшения в е л и ч и н ы и , следова­ тельно, увеличения величины R 2 . Иными словами, кривизна ниж­ него мениска с ^УвеличепйеьГ^высоты водного столбика будет уменьшаться, вследствие чего поверхностное давление нижнего мениска будет увеличиваться при постоянстве поверхностного давления верхнего мениска. В конце концов наступит момент (рис. 13в), когда нижний мениск сделается плоским. В этот мо­ мент, очевидно, - ^ 52 = 0 и hdg = 2 а .- ~ . При дальнейшем увеличении нижний мениск примет уж е вы­ пуклую форму и величина R 2 сделается в силу имеющегося условия положительной. Уравнение примет вид “ «■ = 2“ ( т г + ж ) ' что соответствует случаям г и 5 на рис. 13. Кривизна нижнего мениска будет увеличиваться до тех порг пока образую щ аяся на конце капилляра капля н.е-отар,в.етс.я.и-.не упадет вниз. Это будет соответствовать максимально возможной величине h. К ак будет показано ниже, явления, подобные только что р а ­ зобранным, широко распространены в почвах, поэтому механизм этих явлений, с которым мы только что познакомились, придется применять для уяснения некоторых закономерностей состояния и движения воды в почвах. Д л я того чтобы облегчить применение этого механизма к яв­ лениям, происходящим в почвах, рассмотрим еще один общий случай — поведение воды в четочных капиллярах, или капилля­ рах Ж ам ена, основываясь при этом на исследованиях П. С. Коссовича (1904) и А. Ф. Л ебедева (1936). Четочными капиллярам и называю тся такие, диаметр которых на протяжении капилляра периодически увеличивается и умень-/ шается. Таким образом, его внутреннее пространство представ-! ляет собой как бы ряд расширений, связанных одно с другим бо­ лее узкими промежутками. Такой капилляр изображен на рис. 14 а. Допустим для простоты рассуждений, что поперечное сечение капилляра представляет собой круг и что все его расши-, ренные и все суженные участки имеют соответственно одинакоЦ вые поперечники. Н а рис. 14 б и б изображены два обыкновен-\ ных цилиндрических капилляра, из которых более крупный (б) ' имеет радиус поперечного сечения гр равный радиусу расш ирен­ ных участков четочного капилляра, а более тонкий (в) имеет р а ­ диус поперечного сечения гг, равный радиусу суженных участ­ ков четочного капилляра. Погрузим все три капилляра нижними концами в воду. Пусть высота поднятия.в капиллярах б и в соответственно составит hi и hz и мениски в этих капиллярах займут положение, указанное на рис. 13. Допустим, что гистерезис смачивания отсутствует. М е­ ниск в четочном капилляре при этом окаж ется в третьем снизу^ расширении четочного капилляра. Очевидно, что высота подня­ тия в четочном капилляре будет равна hi, ибо, по условию, диа­ метры расширенных участков четочного капилляра и цилиндри­ ческого капилляра б равны. Теперь опустим все три капилляра в воду так, чтобы они по­ грузились целиком, и затем снова поднимем их до прежнего по­ ложения. Мениски водяных столбиков в капиллярах б и в при 53. этом опять, очевидно, займут свои прежние положения. В четочном же капилляре будем наблю дать иное. Если после подъема из воды четочпый капилляр займет свое старое, указанное на рис. 13 положение, т. е. такое, при котором на высоте над по­ верхностью свободной жидкости окажется суженный участок капилляра, то водный мениск при подъеме капилляра остановится именно в этом сужении, на высоте Лг над уровнем свободной воды во внешнем сосуде. Причина этого явления ясна: соотно­ шения между нормальным поверхностным давлением воды во Рис. 14. Равновесие воды в четочном капил­ ляре. внешнем сосуде, поверхностным давлением мениска в капилляре и давлением на единицу поверхности поперечного сечения стол­ бика воды будут совершенно одинаковыми как в цилиндриче­ ском капилляре в, так и в четочном капилляре. Поэтому и уровни воды в обоих этих капиллярах должны установиться на одной и той ж е высоте h^. Таким образом, в четочном капилляре при данном его поло­ жении по .отношению к свободной водной поверхности может на­ блю даться не одно, а несколько различных равновесных состоя­ ний столбика капиллярной влаги. Задерж ка воды на более высо­ ком уровне, обусловливаемая нахождением верхнего мениска 54 в суженном участке капилляра, носит название к а п и л л я р ­ но го г и с т е ре з и с а. Рассмотрим теперь поведение воды тоже в четочном капил­ ляре, но изолированном, т. е. не сообщающимся с объемом воды, имеющим свободную поверхность. В таких четочных капиллярах, в отличие от цилиндрических, влага может удерживаться не только в нижних, но и в верхних и в средних их частях. Представим себе четочный ка­ пилляр (рис. 15), вначале пу­ стой. Начнем вводить в этот ка­ пилляр воду через верхний его конец, причем будем делать это постепенно. Первая же капля воды, по­ павшая в верхнюю, расширенную часть капилляра, будет немедлен­ но втянута в ближайшее суже­ ние капилляра. Это произойдет оттого, что мениск, образую­ щийся в суженной части капил­ ляра, имеет большую кривизну и, следовательно, меньшее поверх­ ностное давление.. Поэтому сум­ марная величина веса капли и поверхностного давления верх­ него, вначале более плоского ме­ ниска вгонит каплю в суженный участок, причем она займет поло­ жение, указанное на рис. 15 а. Совершенно очевидно, что при Рнс. 15. К апиллярно-подвеш ен­ этом капля займет .не среднюю ная вода в четочном капилляре. часть сужения, а несколько сме­ стится книзу, ибо только при та­ ком условии, нижний мениск будет иметь несколько меньшую кривизну и, следовательно, несколько большее поверхностное давление, чем верхний, причем разность между поверхностными давлениями этих двух менисков и уравновесит вес капли. Будем постепенно прибавлять воду к имеющейся уже капле. Вес и длина образующегося четочного столбика будут при этом увеличиваться, вследствие чего разность величин кривизны верх­ него и нижнего менисков будет возрастать, что сделает возмож­ ным удержание четочного столбика в верхнем конце капилляра. Увеличение этой разности будет выражаться в том, что нижний мениск будет все больше и больше приближаться к центру рас­ ширенного участка капилляра (рис. 15 6). По мере продолжения опыта длина столбика воды, образующегося в капилляре, будет 55 У У I все. больше и больше увеличиваться, одновременно с чем будет увеличиваться и присущее ему гидростатическое давление. Однако увеличение длины столбика и связанное с ним увели­ чение гидростатического давления, которому противостоит р а з­ ность поверхностных давлений нижнего и верхнего менисков, имеют свой предел. Предел возникает тогда, когда гидростатическое давление сделается равным разности поверхностных давлений в момент нахождения нижнего мениска в средней, самой • ш ирокой-части расширенного участка капилляра; в это время верхний мениск остается в наиболее суженной части капилляра {рис. 15е ), где нижний мениск будет обладать наименьшей ■ кривизной и, следовательно, наибольшим поверхност­ ным давлением, И если в такой момент гидростати­ ческое давление сделается равным разности поверх­ ностных давлений нижнего и верхнего менисков, то очевидно, что дальнейшее увеличение длины столбика сделается невозможным и он начнет целиком быстро стекать вниз. В отдельном четочном капилляре такое стекание, в свою очередь, не Может продолжаться долго, так как некоторая часть влаги остается на пути, прилипая к стенкам. Вследствие этого высота капил­ лярного столбика постепенно, по мере стекания умень­ шается, и в конце концов-должен настать такой мо­ мент, когда развиваемое им гидростатическое давле­ ние снова сделается несколько меньшим, чем предель­ ная разность поверхностных давлений нижнего и верхнего менисков. В этот момент стекание капилляр­ ного столбика должно прекратиться и он должен по­ виснуть в средней части капилляра. Рис. 16. Стыковая вода в четочном капилляре. Н иж е.будет показано, что эти схематические представления >об удержании капиллярной влаги в. подвешенном состоянии ъ четочных капиллярах довольно хорошо воспроизводят некото;рые явления, наблюдающиеся в почвах и грунтах. Таковы условия равновесия в четочных капиллярах при их ‘СПЛОШНОМ заполнении водой. Однако в силу различных явлений в таких капиллярах очень часто происходит защемление воздуха, т. е. обр.азовадае--впздуишь 1Х.--Л1-узырьков. При этом естественно, что капли воды втягиваются в суженные участки капилляров, так как создающиеся в последних мениски обладаю т меньшим :поверхностным давлением, нежели мениски в расширенных уча­ стках. Пузырьки же воздуха занимаю т расширенные участки кацилляров. Такой случай изображен на рис. 16. В этом случае каж дая капля воды, занимаю щ ая суженный участок капилляра, удерживается самостоятельно разностью поверхностных давле-56 НИИ менисков, ограничивающих ее сверху и снизу; капли друг с другом не связаны и, следовательно, не могут передавать гид­ ростатического давления. 6. П о в е д е н и е в о д ы в « и д е а л ь н о й п о ч в е » Пользуясь Б качестве модели четочными капиллярами, можно приблизиться к пониманию капиллярных явлений в другой мо­ дели— в «идеальной почве», с некоторыми свойствами которой мы ознакомились выше, в главе I. Как было показано, поперечник пор в «идеальной почве» об­ ладает изменчивостью, подобной той, которая имеется в четоч­ ном капилляре. Поэтому можно ожидать, что в «идеальной почве» встретятся те же закономерности, которые были найдены для че­ точных капилляров. Исходя из размеров пор, выведенных выше, получаем сле­ дующие соотношения между диаметром наиболее узких и наи­ более расширенных участков «капилляров» в «идеальной почве»; при кубической упаковке 0,73 _ 1 70 . 0.41 при гексагональной упаковке 0.288 1 0,414 ' с, а с о Ж = ^’^6 до - ^ = 2 , 6 6 . Наибольшая высота капилляров подъема воды в «идеальной почве» определяется, естественно, поперечниками наиболее узких проходов. Пользуясь ранее выведенной формулой и учитывая, что, например, для кубической упаковки г = 0,41/?, trbR — радиус частиц, получаем Я ^ :» 0 ,3 6 6 - ^ . Опытные данные показывают, что для некоторых реальных систем высота капиллярного подъема хорошо подчиняется: только что выведенной формуле. Так, например, С. И. Долговым (1948а, табл. 50) была опре­ делена высота капиллярного подъема в колонках из зерен кир­ пича разного размера. В табл. 5 приводятся высоты капилляр­ ного подъема, найденные Долговым и рассчитанные нами поприведенной выше формуле. . 5Г Таблица 5 В ы соты к ап и л л яр н о го п о д ъ е м а в о д ы в к о л о н к ах и з зер ен кирпича, н ай д ен н ы е эк сп ер и м ен тал ь н о Д о л г о в ы м (1 9 4 8 а ) и п олучен н ы е расч етн ы м путем Высота капиллярного-подъема, см Размер зерен, мм найденная экспери­ ментально среднее 2—1 1— 0 ,5 0 ,5 — 0 ,2 5 0 ,2 5 -0 ,1 0 1 ,5 0 ,7 5 0 ,3 7 5 0 ,1 7 5 5 .0 10,8 1 6 ,3 4 1 .0 расчетная 4 ,9 9 ,8 1 9 ,6 4 2 ,0 Схождение, как видим, получается довольно удовлетвори­ тельное. Сам Долгов отмечает, что, исходя из найденных им высот .капиллярного подъема, можно вычислить средний эффектив­ ный диаметр пор, который оказывается равным 0,42 д и а­ метра зерен. Эта величина почти точно равна теоретиче­ ской (0,41). Пользуясь «идеальной поч­ вой» как моделью, мы должны рассмотреть еще одно явление, относящееся к капиллярному поведению воды в почве: воз­ ГРис. 17. В одная м анж ета (стыковая никновение изолированных :.вода) м еж ду двум я ш арообразными частицами. скоплений воды в точках кон­ такта частиц между собой. Подобные скопления образуются при постепенном поступле­ нии воды, когда она не заполняет всего просвета пор между ча• стицами. Такое скопление воды изображено на рис. 17. Вокруг точки соприкосновения частиц при этом образуется водное тело, ■представляющее собой, как это видно на рисунке, двояковогну­ тую линзу, боковая поверхность которой выпукло-вогнутая. .Д воякая кривизна этой боковой поверхности измеряется радиу­ сами Г1 и Г2 (рис.- 17). При этом из рисунка не трудно понять, что кривизна, измеряемая радиусом Гь соответствует выпуклой по­ верхности, а кривизна, изм еряем ая радиусом Гг, соответствует ^вогнутой поверхности. Вся кри ви зн а'этой поверхности, таки.м образом, измеряется величиной 1 Л :5 8 1 Г2 и поверхностное давление под этой поверхностью, по формуле Л апласа, будет равняться Р = + ^ Такое отдельное скопление воды принято называть в о д н о й м а н ж е т о й , или м е н и с к о м , а всю совокупность воды, нахо­ дящейся в почве в форме этих манжет, — с т ы к о в о й , и ^ ^ п е н д у л я р н о й, водой. Так как в этой формуле Гг всегда меньше, чем п , то ^ всегда Г2 1. больше, чем — . Поэтому величина, стоящ ая в скобках, всегда а) ■б) Рис. 18,. Возникновение и смыкание м анж ет стыковой воды м еж д у ш арообразны ми частицами. бывает отрицательной, вследствие чего поверхностное давление в водной манжете всегда бывает меньше нормального. Это и спо­ собствует удержанию манжеты около точки стыка частиц. При постепенном поступлении влаги в «идеальную почву» водные манжеты, возникающие в точках стыка частиц, сначала между собой не соприкасаются (рис. 1 8 а). По мере дальнейшего поступления влаги они начинают постепенно расти. Д альш е мо­ жет быть два случая. Если размер шарообразных частиц доста­ точно велик, то еще до момента слияния водных манжет между собой наступит такое положение, когда вес воды, составляющей манжету, сделается больше, чем удерживаю щ ие ее капиллярные силы. К ак только это произойдет, так сейчас ж е избыток воды стечет по поверхности частиц и м анж ета снова приобретет те предельные размеры, при которых ее вес уравновешивается к а­ пиллярными силами. Таким образом, при большом размере ш а­ рообразных частиц смыкания манжет между собой происходить не может и объем каждой манжеты, а следовательно, и общее количество стыковой воды имеют известные пределы. 59 в том же случае, когда размеры частиц невелики, манжеты, постепенно увеличиваясь в своих размерах, в конце концов сли­ ваются друг с другом (рис. 17 6). Можно рассчитать, что в мо­ мент слияния общий объем воды, составляющий манжеты, равняется 18,3% общего объема пор при кубической упаковке и .22,6%. объема пор при гексагональной упаковке. Д л я вычисления объема отдельной манжеты в работе Фи­ ш ера (Fisher, 1930) приводится формула: v = .27€7?3(sec 0 - 1 ) 2 1 - - 0j tg где 0 — угол между линией, соединяющей центры частиц, и р а ­ диусом, проведенным.' из центра частицы к краю манжеты (см. рис. 16), к — радиус частицы. Эта формула дает величины при­ ближенные, но весьма близкие к истинным. ) С того момента, когда отдельные водные манжеты начинают /■соприкасаться одна с другой, водное тело, создающееся в почве, / начинает приобретать свойство сплошности, непрерывной связi ности. Одновременно в «идеальной почве» продолжает существо­ вать и система воздушных промежутков, такж е сплошь связанлых. Такое состояние влаги принято называть, по предложению Верлюи CVersluys, 1917), ф у н и к у л я р^н ы м. Дальнейш ее поступление влаги прив.одит уже к тому, что лоры начинают заполняться ею сплошь. Больш ая часть воздуха при этом уходит из системы, некоторая ж е его часть, особенно при быстром заполнении системы водой, может остаться, но уже в виде изолированных воздушных пузырьков. Такой воздух но­ сит название з-а-ттггм л е н нЪ го. Это состояние влаги, когда она образует сплошное тело, в т о ^ е м я как воздух или отсутст­ вует, или находится в форме изолированных скоплений, было названо Верлюи к а п и л^л я р д .ы м состоянием. Этим трем состояниям влаги в” «идеальной почве» — пендулярному, фуникулярному и капиллярному многие исследова­ тели, начиная с Верлюи (1917), придавали универсальное зна­ чение, пытаясь свести к этим состояниям и взаимной их смене все поведение влаги в природных почвах. В СССР этой концеп­ цией широко пользовался С. И. Долгов (1948а). Эти попытки яв­ ляю тся примером забвения того, что самая лучш ая модель есть все ж е только модель и она не может заменить собой того при­ родного тела, моделью которого служит. Мы видели выше и еще увидим далее, что в некоторых случаях закономерности, уста­ навливаемые на «идеальной почве», действительно могут пере­ носиться и на реальные тела. Но это не значит, что такое перене­ сение возможно во всех случаях. К ак только от почв и грунтов крупнозернистых (песчаных) мы переходим к почвам и грунтам тонкозернистым (суглинистым и глинистым), так сейчас же кон­ ц е п ц и я Верлюи, игнорирующая явления сорбции влаги (в ши­ 60 роком смысле этого слова) и явления агрегирования, оказы ­ вается непригодной, и попытки механически, насильственно втиснуть в прокрустово лож е этой концепции все разнообразие наблю даю щихся явлений заводит исследователя в тупик. 7. Зависимость упругости водяного пара от кривизны поверхности жидкости Мы видели выще, что в результате капиллярных явлений в по­ лостях, порах, трубках малого диаметра могут возникать мени­ с к и — небольшие участки поверхности жидкости, обладающие кривизной различного знака (обычно отрицательной) и различ­ ной величины. С поверхности этих менисков происходит испарение жидкости. Если пространство, в котором находится мениск, сделать зам к­ нутым, то оно, как известно, вскоре насытится парами жидкости, т. е. упругость паров жидкости в воздухе, наполняющем это про­ странство, сделается постоянной. Хорошо известно из физики, что упругость такого насыщающего пространства пара зависит для данной жидкости прежде всего от температуры, причем с повы­ шением температуры и упругость пара, насыщающего простран­ ство, увеличивается. Но эта упругость зависит не только от тем­ пературы, но такж е и от кривизны поверхности и именно так, что и ад вогнутой поверхностью упругость меньше, а над выпуклой больше, чем над плоской. При этом в первом случае упругость уменьшается с увеличением кривизны поверхности, а во вто­ ром — увеличивается. Это явление было открыто Томсоном (лордом Кельвином) и иногда именуется «эффектом Томсона». Томсон дал и математическое выражение зависимости, связывающей'^кривизну поверхности жидкости с упругостью насыщен­ ного пара над ней. Эта зависимость вы раж ается следующим уравнением: где ./? — газовая константа, Т — абсолютная температура, давление пара, насыщающего пространство над плоской поверх­ ностью жидкости при Г°; Р — равновесное давление пара над искривленной поверхностью жидкости при Т°, М — молекуляр­ ный вес жидкости, а — поверхностное натяжение жидкости при Т°, d — плотность при Т°, г — радиус кривизны поверхности жидкости, в равновесии с которой находится пар, имеющий давление Р. . Представим себе два водных скопления, находящихся в зам к­ нутом пространстве на одном уровне при одинаковой темпера­ туре и обладающ их поверхностями различной кривизны. Вслед­ ствие того что пространство замкнутое, воздух в нем будет 61 насыщен водяным паром. При этом абсолютная упругость пара над менее вогнутой поверхностью, как сказано выше, будет больше, чем над более вогнутой. Вследствие этого начнется пере­ гонка водяного пара с первой поверхности на вторую. Это будет происходить до тех пор, пока не израсходуется весь запас влаги из первого скопления или пока в силу тех или иных причин кри­ визна обеих поверхностей не сделается одинаковой. Эффект Томсона лежит и в основе явления к а п и л л я р н о й к о н д е н с а ц и и , которое при известных условиях наблюдается в почвах и других пористых телах. Если с почвой, имеющей ту или иную влажность, соприкоснется воздух, насыщенный водя­ ным паром (а степень насыщенности воздуха мы определяем пу/ тем сравнения с упругостью пара, насыщающего пространство / н а д п л о с к о й поверхностью воды), то влага, находящ аяся / в таком воздухе, начнет конденсироваться в почве вследствие того, что вода в почве образует скопления, ограниченные вогну­ тыми поверхностями, над которыми упругость насыщающего пространство пара меньше, чем над плоской поверхностью. Глава III СВЯЗАННАЯ ВЛАГА В ПОЧВЕ, СОРБЦИЯ ПАРООБРАЗНОЙ ВЛАГИ В природе совершенно сухая почва встречается, по всей ве­ роятности, весьма редко. Только в пустынях тропического пояса, где поверхность почвы, особенно в случае темной ее окраски, мо-' жет нагреваться днем до температуры, превышающей 100°, "м ож но допустить в дневные часы полное высыхание самого по­ верхностного слоя почвы. Но д аж е в этом крайнем случае почва, начиная с глубины нескольких сантиметров, уже не может быть вполне сухой и должна содержать хотя бы небольшое количе­ ство влаги. Хорошо известно, что вполне сухая на вид почва, долгое время хранивш аяся в лаборатории, как говорят, «воз­ душно-сухая почва», всегда содержит в себе некоторое количе­ ство так называемой г и г р о с к о п и ч е с к о й в л а г и . Д л я по­ лучения вполне сухой почвы мы прибегаем к тем или иным искусственным приемам обезвоживания образца почвы. Наиболее простым является нагрев почвы. Д ля полного обез­ воживания почвы последнюю необходимо нагреть до темпера­ туры, несколько превышающей точку кипения воды. Обычно ее нагревают до температуры 105— 110°^. Периодически взвешивая; ’ Н ек отор ы е. исследователи; как, например, Бевер и Хорнер (B aver and: H orner, 1933), выражаю т сомнение по поводу того, что при 110° адсорбирован­ ная вода удаляется полностью. П о их наблюдениям, влияние природы обм ен­ ного катиона на количество адсорбированной воды (о чем см. ниж е) прости­ рается при постепенном обезвож ивании вплоть д о температуры 250°. 62 взятое количество почвы, можно убедиться в том, что вес высу­ шенной почвы сначала уменьшится, а затем сделается постоян­ ным, что будет означать конец обезвоживания. Если взять почву воздушно-сухую, то потеря в весе, отнесенная к вссу оставшейся сухой почвы и вы раж енная в процентах от последнего, будет ха­ рактеризовать содержание в почве гигроскопической воды. П ро­ цесс обезвоживания для своего завершения требует нескольких часов. Другой способ обезвоживания почвы заключается в помешении навески почвы в замкнутое пространство, в котором одно­ временно помещается какое-либо вещество, способное погло­ щать из воздуха водяной пар, т. е. такое вещество, которое со­ здает в окружающем его пространстве упругость водяного пара, близкую к нулю. В качестве такого вещества чаще всего приме­ няется фосфорный ангидрид Р 2 О 5 , упругость водяного пара над которым практически равна нулю. Такой способ высушивания почвы гораздо более медленный и требует для своего заверш е­ ния нескольких суток. К нему прибегают довольно редко и в тех именно случаях, когда почва содержит в себе окисляющиеся или летучие вещества, главным образом органические, которые мо­ гут окислиться или улетучиться и тем самым изменить вес почвы, при нагревании до 105°. О безвоженная тем или иным способом почва обладает спо­ собностью снова поглощать водяной пар из воздуха. В этом не­ трудно убедиться, если оставить навеску сухой почвы хотя бы в лабораторном помещении и периодически взвеш ивать.'Е ё вес начнет увеличиваться и в конце концов достигнет приблизительно исходной величины, которую она имела до высушивания, если для опыта была взята воздушно-сухая почва, хранивш аяся в л а ­ боратории. Это явление — поглощение почвой водяного пара из воздуха — называется процессом с о р б ц и и водяного пара; а свойство почвы сорбировать парообразную влагу называется гигроскопичностью. 1. Количественные закономерности сорбции водяного пара Опыт показывает, что количество водяного пара, сорбируе­ мого данной почвой, зависит от относительной влажности воз­ духа, с которым, соприкасается почва, и именно таким образом, что, чем больще относительная влажность воздуха, тем большее количество влаги из него сорбирует почва. При относительной влажности воздуха, равной 100%, т. е. когда воздух насыщен водяным паром, количество воды, сорби­ руемой почвой, достигает своей максимальной величины. Заканчивая ж е насыщение почвы влагой при относительной влажности воздуха, весьма близкой к 1 0 0 %, но все ж е не достигающей полного насыщения (обычно это делается при 63 относительной влажности воздуха, равной 94% ), мы получаем / некоторую условную величину влажности, которая носит на/ звание м а к с и м а л ь н о й гигроскопичности почвы. Зависимость между относительной упругостью водяного пара и количеством влаги, сорбируемой почвой,-была предметом изу­ чения ряда исследователей, начиная с Бабо (von ВаЬо, 1857). М етод исследования обычно заключается в следующем. П ри­ готовляют серию эксикаторов, на дне которых налита серная ки­ слота различных, но точно известных концентраций, начиная от сильно концентрированной, почти безводной кислоты и кончая кислотой слабой концентрации. Каждой концентрации серной кислоты соответствует, как известно, определенное давление во­ дяного пара, во всех случаях меньщее, чем давление пара чистой воды, насыщающего пространство при данной температуре. П оэ­ тому в серии эксикаторов с серной кислотой разной концентра­ ции создается различная относительная влажность воздуха, н а ­ чиная от очень низких величин над концентрированной серной кислотой и кончая близкими к 100% над слабыми ее растворами. Если поместить в эти эксикаторы серию навесок одной и той же почвы, которую предварительно тем или иным способом полно­ стью обезводить (или, наоборот, увлаж нить), то все эти навески начнут поглощать (или терять) влагу из воздуха, находящегося в эксикаторе; это, будет заметно по тому, что вес навесок начнет увеличиваться (или уменьщ аться). Изменение веса будет про­ должаться, однако, лищь до известного предела, а именно до того момента, пока упругость пара над почвой не сделается р ав­ ной упругости пара над серной кислотой данной концентрации. Чем слабее кислота, тем больше влаги останется в почве. По до­ стижении этого предела вес навески делается постоянным, по чему можно судить, что процесс сорбции (или десорбции) влаги из водяного пара прекратился. Определив этот вес и зная вес взятой сухой почвы, можно установить, какое ж е количество влаги содержит почва, находящ аяся в равновесии с воздухом, имеющим ту или иную относительную влажность. Получив се­ рию этих величин для различных значений относительной в л а ж ­ ности воздуха, можно выразить графически зависимость одного ряда величин от другого в виде так называемой изотермы сор­ бции водяного пара. В литературе можно найти довольно много исследований, по­ священных вопросам сорбции водяного пара почвами. Таковы работы Родевальда (Rodewald, 1902, 1904), М итчерлиха (Mitscherlich, 1901), Сперанского и Крашенникова (1907), Томаса (Thomas, 1921, 1924, 1928), Курона (Kuron, 1930, 1931, 1932), Орчистона (O rchiston, 1953, 19Й, 1955а, Ь, 1959а—с). Одной из самых ранних работ на эту тему является работа Сперанского (Сперанский и Крашенников, 1907). Сперанский нашел, что «. . . кривые, выражаю щ ие зависимость 64 упругости пара от количества воды в почве, . имеют вид п а­ рабол», и выразил математически эту зависимость следующим уравнением: Я л2 D \2 о = С = const, или а - = а ^ - ^ К а — ао ■"-------- ’■■(1) -\ Яо/ ’ где Р — равновесная упругость водяного пара; Ро — упругость водяного пара, насыщающего пространство при той же темпера­ туре; а — количество сорбированной воды на единицу массы су­ хой почвы; йо. С, К — постоянные величины. Рис. 19. а = й о -(-/<■ Графическое для изображ ен ие четырех зависимости различных почв (по данным С перанского). Опыты Сперанского'не охватывали низких интервалов отно­ сительной влажности воздуха. Наинизщие значения последней в его опытах варьировали от 23 до 41% . Закономерность, уста­ новленная Сперанским в его опытах с четырьмя почвами, дейст­ вительно оправдывается весьма хорошо, что не трудно усмотреть из рис. 19, на котором изображены составленные нами (цо д ан ­ ным Сперанского) графики, отвечающие зависимости а = ао + / с ( ^ ) для четырех исследованных Сперанским почв. Почти все наблю ­ денные точки хорошо укладываю тся на отрезках прямых линий. Обширный экспериментальный материал по интересующему нас вопросу мы находим в работах Курона (Kuron, 1930, 1931, 1932а — с, 1934а — Ь, 1936). 5 Заказ № 405 , 65 , Всего им было исследовано 49 естественных (не считая насы­ щенных различными катионами) объектов ■ — разных глин и почв. Основной вывод из его работы заключается в том, что н а ч а л ь н ы е стадии сорбции паров воды почвами и глинами под- Рис. 20. Кривые зависимости количества паро­ образной влаги, адсорбированной почвой, от отно­ сительной упругости пара. Отдельные грануломет­ рические фракции из почвы Версингаве (по данным К урон а). чиняются так называемому уравнению сорбции Фрейндлиха, ко­ торое имеет вид: Р \1/« а(2) Pq V где а — количество сорбированной воды на единицу массы сор­ бента (почвы); Р — равновесная упругость водяного пара; Рй — упругость водяного пара, насыщающего пространство при той ж е температуре; а и п — константы. Логарифмируя это уравнение, преобразуем его в линейное; l g a = Ig a + i Ig -^ . Все 49 исследованных Куроном объектов обнаружили пре­ восходное подчинение уравнению Фрейндлиха при низких отно­ сительных упругостях водяного пара, не превышающих вели­ чины 0,38. Н а рис. 20 приведено в качестве примера несколько изотерм 66 сорбции по данным Курона, а на рис. 21 — те же изотермы в ло­ гарифмической форме. Величины а , определявшиеся Куроном графическим путем, колебались для различных объектов от 0,3 до 7,4, а константы 1/« для тех ж е объектов изменялись в пределах от 0,392 до 0,633, Log,а м иллим оли/ 1 г Рис. 21. Кривые зависимости количества паро­ образной влаги, адсорбированной почвой, от относительной упругости пара. Отдельные гранулометрические фракции из почвы Версингаве. Логарифмическая ф орма (по данным К урон а). В громадном большинстве случаев, однако, будучи заклю чен­ ными в более тесные пределы: от 0,44 до 0,50. Всматриваясь в кривые на рис. 20, нетрудно понять физиче­ ский смысл констант приведенных выше уравнений. Четыре кри­ вые, изображенные на этом рисунке, относятся к четырем механическим фракциям: > 0,02, 0,02—0,006, 0,006—0,002 и < 0,002 мм, выделенным из глины Версингаве. Прямолинейные участки кривых идут почти параллельно, т. е. с почти одинако­ выми величинами 1/п, численно характеризующими величину на­ клона этих прямолинейных отрезков. Эти величины равняются: 5* для кривой, относящ ейся к частицам 1 /п > 0 ,0 2 мм 0,02— 0,006 мм 0,006— 0,002 мм < 0 ,0 0 2 мм 0 ,4 4 3 0 ,4 4 8 0 ,4 4 8 0 ,4 6 6 67 Величины Ig а определяются по отрезкам оси ординат при Р/Ро=1, ибо при этом условии 1/я lgP/Po = 0 и Ig a = l ga . Продолжив прямолинейные отрезки кривых на рис. 20 вправо до пересечения с ординатой, соответствующей Р]Ро=1, можно определить величины Ig а, а по ним и самые величины а. Эти ве­ личины равны: для кривой, относящ ейся к частицам Ig а > 0 ,0 2 мм ' 0,02— 0,006 мм 0,006— 0,002 мм < 0 ,0 0 2 мм Г ,475 1 ,9 7 0 0 ,3 3 5 0 ,7 4 5 ■ ос 0 ,2 9 9 0 ,9 3 2 2 ,1 6 5 ,5 6 Учитывая зависимость величины а от размера частиц, а именно увеличение а с уменьщением размера частиц, нетрудно заключить, что эта величина характеризует изменение величины у д е л ь н о й п о в е р х н о с т и частиц, на которой происходит сорбция молекул воды. Что ж е касается второй константы — показателя степени 1/п, то он, очевидно, характеризует к а ч е с т в о п о в е р х н о с т и , от которого зависит та или иная величина сорбции на единицу по­ верхности при данном размере частиц. Так, Курон (1932) отме­ чает, что величина 1/п уменьшается с увеличением содержания гумуса, причем о б р а т н а я з а в и с и м о с т ь между величиной 1/я и содержанием гумуса является почти линейной. К ак было уже сказано выше, процесс сорбции водяного пара почвой подчиняется уравнению Фрейндлиха лишь до известного предела, именно до тех пор, пока величина Р/Ро не превысит при­ мерно 0,38. Пользуясь богатым экспериментальным материалом Курона, мы сделали попытку проверить на этом материале справедли­ вость уравнения Сперанского для средних интервалов относи­ тельной влажности воздуха. В результате этой попытки оказалось, что данные Курона действительно хорошо укладываются в формулу Сперанского в пределах некоторого среднего интервала значений величины Р/Ро начиная от Р/Ро = 0,35 и кончая Р/Ро= 0,87. На рис. 22 приведены кривые, отвечающие уравнению а = = ао+К{Р1Ро)^ для тех ж е четырех механических фракций почвы Версингаве, а в табл. 6 — константы обоих уравнений для всех 49 объектов, исследованных Куроном, и те пределы величин Р/Ро, в которых экспериментальные данные укладываются в эти уравнения. Данные табл. 6 получены нами в результате графи­ ческой обработки всех данных Курона по обоим уравнениям, приведенным выше. Из графика на рис. 22, вполне репрезентативного для всех 49 графиков, построенных нами, видно, что переход начального ис­ 68 кривленного участка кривой в прямолинейный достаточно, отчет­ ливый и резкий. Сопоставляя далее величины Р/Ро> при жоторых имеет место этот переход, т. е. при которых кончается область приложения уравнения (1) и начинается область приложения уравнения (2), мы видим (табл. 6), что эти величины в большин­ стве случаев совпадают. Факт совпадения конечной точки интер­ вала приложимости уравнения Фрейндлиха и начальной точки интервала приложимости уравнения Сперанского позволяет сделать вывод о том, что на изотерме адсорбции могут быть Рис. 22. Кривые зависимости количества паро­ образной влаги, адсорбированной почвой, от относительной упругости пара. Отдельные гранулометрические фракции из почвы Версин­ гаве (данные Курона, обработанны е по урав­ нению С п еранского). выделены два участка, в большинстве случаев достаточно отчет­ ливо отделяющиеся друг от друга. Первый (начальный) из этих участков подчиняется уравнению Ф рейндлиха,'а второй (сред­ н и й ) — уравнению Сперанского. П оказатели степени при вели­ чинах Р/Ро в обоих уравнениях резко различны: в первом случае приблизительно 0,5, во втором случае 2. Такое значительное из­ менение этого показателя указывает на наличие изменения в природе явления. Граница между двумя участками изотермы .отвечает величине Р/Ро около 0,35, т. е. примерно первая треть изотермы отвечает уравнению Фрейндлиха. Второй участок изо­ термы оканчивается в среднем для 49 объектов при Р/Ро= 0,81. Таким образом, остается последний участок изотермы — при­ мерно одна пятая ее часть, которая не подчиняется ни одному из двух указанных выше уравнений. 69 Д л я того чтобы проверить, в какой мере выведенные уравне­ ния отвечают фактически наблюдавшимся величинам, в табл. 6 сопоставлены вычисленные и наблюденные величины а (выра­ женные в миллимолях на 1 г почвы) для двух почв. Константы уравнений взяты из табл. 6а. Таблица 6 Вычисленные и наблюденные величины Горизонт 67—74 см чернозема Р/Ро Горизонт 36—45 см подзолистой почвы а вычисленное по уравнению а вычисленное по уравнению а = 0=1,0+ 2,50 (Р/Р„) =2,04 (Р/Р„)0’®2 а = 3,3(Р/Р„)0-5 а = 1.60+3,50 {Р/Р„)‘ 0 .0 3 4 0 ,0 6 4 0 ,1 6 4 0 .2 6 0 0 ,3 5 4 0 ,5 9 5 0 ,7 4 8 0,868 0 ,9 4 2 0.5 8 0 ,8 3 1,28 1,61 1,5 7 1 ,5 9 1 ,6 7 1,81 1,88 2,01 2 ,4 4 2 ,7 3 2 ,9 4 3 ,0 7 2,81 3 ,5 4 4,21 4,71 адля двух почв 0,4 5 0,61 0,91 1,00 1,01 0 ,4 5 0 ,5 9 1,0 7 1.1 7 2,01 1,12 1,09 1,2 9 1,32 1,30 2,8 5 3 ,4 8 4 .2 0 4,8 2 1 ,6 3 1,81 1 ,9 3 2,4 0 2,87 3,2 2 1,96 2 ,4 0 2,87 3 ,3 5 0 ,6 2 0,8 5 1,32 1,65 2,00 1,88 0,88 К ак можно видеть из табл. 6, действительно на изотерме вы­ деляются два участка, из которых каждый подчиняется своему уравнению, причем в пределах каждого участка наблюдается вполне удовлетворительное совпадение вычисленных величин (выделенные цифры в табл. 6) с наблюденными. Участки отде­ ляются друг от друга достаточно отчетливо, имея не более одной общей точки из числа наблюдавшихся. К ак уже указывалось выше, область приложения уравнения Сперанского не охватывает всего остающегося интервала вели­ чин PIP q. При этом интенсивность сорбции в этом интервале с увеличением PjPo нарастает очень быстро, что заметно по все увеличивающемуся загибу изотерм сорбции кверху (см. рис. 19). З а последнее десятилетие появилась серия работ Орчистона (O rchiston 1953, 1954, 1955, 1959). Орчистон приложил к изуче­ нию сорбции водяного пара почвами теорию многослойной ад ­ сорбции, разработанную в 1938— 1940 гг. Брунауэром, Эмметом и Теллером. Сокращенно ее принято называть теорией БЭТ. Мы изложим ее, пользуясь монографией Брунауэра (1948). . Не вдаваясь в детали, укажем, что теория многослойной ад­ сорбции БЭТ исходит из представления об адсорбции как физи/ ческом процессе (физическая адсорбция), причем принимается, что адсорбция вызывается теми ж е силами, что и конденсация, : т. е. силами Ван дер Ваальса. Эти силы имеют очень малый р а ­ 70 диус действия, в силу чего действие распространяется лишь на первый слой молекул адсорбируемого вещества. В остальных слоях «. . . свойства м олекул . . . таковы же, как и молекул в ж и ­ дкости» (Брунауэр, 1948, стр. 211). Теория БЭТ принимает, что «если адсорбция происходит на свободной поверхности, то при Р= Р о (давление насыщения) на адсорбенте может образоваться б е с к о н е ч н о е (разрядка наш а — А. Р.) число слоев». Д л я второго и всех последующих слоев адсорбированного вещества принимается, что теплота адсорбции равна теплоте конденсации и, следовательно, ни выделения, ни поглощения тепла при адсорбции всех слоев, кроме первого, не происходит. Таким образом, теория БЭТ заведомо игнорирует возмож ­ ность фазовых различий между различными слоями адсорбиро­ ванного газа или пара, лежащ ими за пределами первого моле­ кулярного слоя. В дальнейшем, знакомясь с работами Б. В. Д е ­ рягина, мы увидим, что это положение далеко не всегда является верным. Д а ж е выделение теплоты смачивания сопровождает об­ разование не менее чем двух слоев адсорбированной влаги. Основное уравнение БЭТ для адсорбции на свободной по­ верхности имеет следующую форму- (Брунауэр, 1948, стр. 213): Р К (Р о -я ) 1 vj: ^ С —1 Р VmC Ро ’ где V — объем адсорбированного газа или пара, Р — соответст­ вующее давление газа или пара, Ро — давление того ж е газа или пара при насыщении при той ж е температуре, — константа, равная объему адсорбированного газа или пара в тот момент, когда вся поверхность адсорбента покрыта мономолекулярным слоем, С — константа, равная С = ~ , где Е\ — сред­ няя теплота адсорбции первого слоя, £ 2 —^теплота конденсации, е — основание натуральных логарифмов, Р — газовая постоян­ ная, Т — абсолютная температура. р Строя изотерму адсорбции в координатах Р/Ро и у (для вычислений последнее выражение удобнее преобразовать Р/Ро \ в у ^y — pipq)) ’ получаем прямую линию для всего того от­ резка изотермы адсорбции, который подчиняется уравнению БЭТ. Отрезок, отсекаемый этой прямой на оси ординат, на которой от­ кладываются величины , дает величину Л = D С —Л а тангенс угла наклона прямой — величину В = ,; ■„ ■. 71 Результаты графического исследования изотерм t Урав! гение Фрейш1лиха (2) 1 Глубина, Почва см а 1 2 0— 3 10— 20 30— 40 53-61 67— 74 100— 110 8-13 17— 23 36 45 79— 89 110— 121 18— 25 42— 54 5 5-64 64 73 110— 120 Чернозем № 6 П одзолистая № 1 П одзолистая № 3 К раснозем, обезвож ивание То ж е, оводнение П одзолистая Миттелькирхен „ Виш ,, Гогенфельде ,, Борстель „ К андисерде Глина Богуславиц Глина Гроссальмероде, частицы < 0 ,0 0 0 5 „ „ ,, 0,002— 0,0005 Глина Геберсдорф , частицы < 0,0005 0,002— 0,005 0,006— 0,002 „ „ 0,02— 0,006 ,” > 0 ,0 2 Глина Н аум бург, частицы < 0 ,0 0 0 5 0,02— 0,005 Глина Р остерсдорф , частицы < 0 ,0 0 2 0,006— 0,002 0,02— 0,006 „ ,, > 0 ,0 2 Глина Версингаве, частицы < 0 ,0 0 2 „ 0,006— 0,002 ,, 0,02 — 0,006 ■ „ ., > 0 ,0 2 12 — — '— — — — — — мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм мм — — — — ■__ ____ — ■ — — — — ____ — _ _ — — 1//г 3 4 4 ,7 4,6 3,9 3 ,5 3 ,3 3 ,6 1,07 1 ,1 0 2 ,0 4 3 ,2 4 ,3 1,5 3,8 3 ,2 3 ,5 3 ,0 5 ,0 4 ,7 2 ,0 5 3 ,6 3,8 4 ,6 3 ,6 1 ,3 3 ,1 1,5 5,1 3 ,2 3 ,9 3 ,5 3,9 2 ,6 1,3 7,4 3 ,4 2,1 1,4 5 ,8 2 ,2 0,93 0 ,29 0,440 0 ,4 4 3 0 ,4 6 3 0,489 0,500 0,515 0,396 0,392 0,452 0,471 0,473 0,436 0 ,4 9 7 0 ,4 9 8 0,497 0,493 0 ,4 4 5 0 ,4 5 5 0,473 0,470 0 ,4 7 7 0 ,4 7 8 0,471 0,446 0 ,5 8 9 0,577 0 ,5 5 9 0,560 0,511 0,499 0,507 0 ,6 1 7 0,627 0 ,4 8 6 0 ,4 6 7 0 ,4 6 5 0 ,4 3 8 0 ,4 7 6 0 ,4 4 7 0,451 0,442 Конечная 1 величина Р /Р о , до ко­ торой приложимо 1 уравнение 5 0 ,3 5 4 0,354 0 ,2 6 0 0 ,3 5 4 0 ,3 5 4 0,260 0 ,2 6 0 0 ,2 6 0 0,354 0 ,3 5 4 0 ,3 5 4 0 ,3 5 4 0 ,3 5 4 0,260 0,260 0 ,2 6 0 0 ,1 6 4 0 ,3 5 4 0,3 8 3 0 ,3 3 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0,3 8 3 ' 0 ,3 8 3 0,383 0 ,3 8 3 0 ,2 8 6 0,383 0,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,2 8 6 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 1 ! 1 ! 1 1 Таблица 6а сорбции водяного пара почвами (по данным Курона) Переход от уравнения (2) к уравнению (1) Уравнение Сперанского (1) р интервал — , в котором приложимо урав­ нение йо милли­ моли воды на 100 г почвы к от до 6 7 8 9 2,35 2,30 2,10 1,80 1,60 1,75 0,55 0,55 1,00 1,55 2,15 0,75 1,85 1,70 1,85 1,25 2,85 2,15 0,90 1,65 1,70 2,15 1,65 0,65 1,10 0,55 2,05 4,50 4,55 4,35 , 4,15 3,50 4,00 1,65 1,80 2,50 3,40 4,00 1,65 3,75 3,35 ' 3,65 2,75 8,20 5,60 2,60 4,50 4,40 4,75 4,25 1,15 .4,20 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,260 0,286 0,286 0,383 0,383 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,286 0,383 0,286 0,383 0,286 0,286 0,286 0,286 2,15 6,70 2,00 1,65 1,40 1,60 0,85 0,45 3,30 1,60 5,85 4,70 4,80 5,80 3,95 . 1,00 0,75 ' 2,55 1,05 0,95 0,10 1,55 8,20 3,50 2,25 1,55 7,00 2,50 0,50 0,40 0.868 0,868 0.868 0,868 0,868 0 868 0 868 0 ’Э42 0 868 0 868 0,868 0,868 0,868 0,868 0,868 0,868 0,868 0,748 0,868 0,868 0,868 0,868 0,868 0,868 0,582 0,748 0,582 0,748 0,582 - 0,748 0,748 0,582 0,582 0,868 0,868 0,868 0,868 0,748 0,868 0,868 0,868 переходная Р величина — 10 . 0 354 о ’354 0 307 0,354 0,354 0 307 0,307 0,307 0,354 0,354 0,354 0,354 0,354 0,307 0,307 0,307 0,259 0,354 0,335 0,335 0,383 0,383 0,335 0,335 0,335 0,335 0,335 0,232 0,335 0,335 0,286 0,335 0,335 0,335 0,383 0,335 0,335 0,335 0,335 0,335 0,335 а -перехода И 2,93 2,87 2,45 2 35 2 01 2 08 0 70 0 72 1,30 1 99 2,67 0,97 2,32 1,92 ■ 2,11 1,43 2,96 2,94 1,23 2,17 2,34 2,85 2,15 , 0,80 1,61 0,80 2,81 2,21 2,19 1,92 2,09 1,29 0,64 • 3,29 2,11 1,26 0,92 3,38 1,32 0,57 0,18 по уравнению БЭТ, миллимоли воды на 100 г почвы 12 — — — — — — — — — — — — — — — — — 0,86 1,60 1,60 1,96 1,60 0,62 1,24 0,59 2,14 2,09 1,65 1,49 1,65 1,00 0,39 3,10 1,40 0,91 0,68 ,2,52 0,96 0,43- 0,14 73 Уравнение Фрейндлиха (2) 1 Глубина, см Почва а 1 Чернозем Богуславиц, »» »>■ я я • 2 частицы < 0 ,0 0 2 „ 0,006 — 0,002 0,02— 0,006 > 0 ,0 2 ! Солонец Хортобаги Солончак Д эм сэд Глина Бунцлоу Каолин мм мм мм мм — — — — , — . — — Среднее Рис. 23. Изотермы сорбции водяного по уравнению БЭТ. 1/п 3 4 5 6 ,5 2 ,5 0,7 1 0 ,1 4 2 ,9 2 ,1 0 ,8 5 1 ,0 5 0 ,4 1 8 0 ,4 5 6 0 ,4 8 9 0 ,4 4 3 0 ,6 0 5 0 ,6 3 3 0 ,5 5 2 0,4 8 1 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 0 ,3 8 3 3 ,01 0 ,4 9 0 пара, обработанны е Гранулометрические фракции из почвы Вегнерсау (данные Курона): t — <0,002 мм, 2 — 0,002—0,006 мм, S — 0,006—0,02 мм, 4 — >0,02 мм; из почвы Орчистона: 5 — почва С, 6 — почва D, 7 — почва Е, 8 — почва G. Реш ая эту систему из двух уравнений, находим: С= 74 ^■ + 1 А и ' В+ А конечная величина Р/Р„, до ко­ торой при­ ложимо уравнение • 1 Переход от уравнения (2) к уравнению (1) Уравнеиие Сперанского (1) интервал fit, милли­ моли воды на 100 г почвы в ко- тором приложимо уравнение по уравнению БЭТ, миллимоли воды яа 100 г почвы переходная величина Ро перехода 12 10 3.20 1.20 0,35 0,07 1,05 0,65 0,30 0,45 7.40 2,55 0,55 0,13 3.45 3,10 1.40 1.45 1,42 3,57 0,286 0,286 0,383 0,383 0,286 0,286 0,177 0,286 0,748 0,748 0,868 0,868 0,868 0,748 0,748 0,582 0,335 0,335 0,383 0,383 0,335 0,335 0,286 0,335 4.03 1,51 0,44 0,09 1,47 1.03 0,46 0,61 0,810 0,354 1,78 2,95 1,10 0,27 0,06 0,40 0,42 Это уравнение действительно в интервале величин Р/Ро от 0,05 до 0,35. При Р/Ро ниже 0,05 изотерма отклоняется от прямой линии в силу того, что при низкой относительной упругости водяного пара начинает сказываться неоднородность поверх­ ности адсорбента,, т. е. неодинаковая активность различных ее точек. Приложимость уравнения БЭТ к адсорбции водяного пара почвой иллюстрируется рис. 23. На нем нанесены изотермы ад­ сорбции водяного пара, обработанные по уравнению БЭТ. В качестве объектов взяты четыре механические фракции, вы­ деленные из бурозема Вегнерсау, данные для которых приведены Куроном в одной из его работ (Kuron, 1930), и четыре почвы, данные для которых приведены в работе Орчистона (Orchiston, 1953). Из рисунка видно, что все восемь изотерм имеют прямо­ линейный участок в пределах интервала величин Р/Ро от О до 0,38 (а некоторые и до 0,6), чем и доказывается приложимость уравнения БЭТ к анализу изотерм адсорбции водяного пара почвами. В уравнении БЭТ интересна константа Vm — количество влаги, адсорбированной в первом мономолекулярном слое. Эта величина позволяет найти число молекулярных слоев адсорби­ рованной влаги при любом значении P /P q. Зная же площадь, за­ нимаемую одной молекулой воды (10,5 А^), можно, исходя из ве­ личины Vm, вычислить И удельную поверхность почвы. При сопоставлении величин Vm (выраженных в миллимолях воды на 100 г почвы) с величинами ао, полученными при обра­ ботке тех же данных по уравнению Сперанского, была обнаружена больщая близость между ними. Эта близость 75 иллюстрируется сравнением цифр, стоящих в графах 6 и 12 табл. 6а. Принимая во внимание, что в обоих случаях обработка данных производилась графически (что влечет за собой неизбеж­ ные погрещности), можно считать величины Vm и ао тождествен­ ными. Следовательно, константа ао в уравнении Сперанского х а­ рактеризует количество влаги в морослое. Возвращ аясь к уравнению БЭТ, следует отметить, что в та ­ кой гетерогенной системе, какой является почва, сорбция влаги заведомо происходит не только за счет сил Ван дер Ваальса. В ней' участвуют, например, явления электростатического притя­ жения диполей воды к обменным катионам, а может быть, и какие-либо другие явления. Поэтому к почве не применимы в чи­ стом виде те теоретические основы, на которых построено урав­ нение БЭТ. Образование бесконечно большого числа адсорбцион­ ных слоев здесь исключено, как это будет показано ниже. По­ этому уравнение БЭТ в данном случае следует, по-видимому, рас­ сматривать тоже как одну из эмпирических формул, охватываю­ щих, подобно уравнению Фрейндлиха, начальные стадии про­ цесса адсорбции — примерно в том ж е интервале величин Р/Ро, т. е. в пределах первой трети изотермы адсорбции, но с иными константами. Орчистон в той же работе (1953) использовал для обработки данных по адсорбции водяного пара теми же почвами еще и уравнение Харкинса и Юры (H arkins and Jura, 1944), которое для краткости мы будем именовать уравнением ХЮ. Это уравне­ ние имеет вид ■1п Р / Р д ^ В - А / х ^ где А и В — константы, Р/Ро — относительное давление водяного пара, X — масса адсорбента. Поверхность адсорбента пропорциональна корню квадрат­ ному из величины А, представляющей собой наклон прямолиней­ ного участка изотермы, обработанной по формуле ХЮ . , , S = kK '\ Величина k есть константа, равная 3,83 в случае сорбции во­ дяного пара, если S вы раж ается в м^/г. . Приведенные в работе Орчистона данные, относящиеся к семи новозеландским почвам, были обработаны нами по урав­ нению Сперанского. При этом величины удельной поверхности почв вычислялись в предположении, что постоянная ао в урав­ нении Сперанского, как это было выяснено выще, есть объем влаги в монослое. Полученные величины в табл. 7 сопоставлены с найденными Орчистоном при обработке его эксперименталь­ ных данных по уравнениям БЭТ и ХЮ. И з таблицы видно, что все три уравнения дали величины, различия между которыми леж ат в пределах ошибки определения. 76 ■ Исключением является только торф яная почва. При определении поверхности было принято, что одна моле-^ кула воды занимает площадь в 10,5 А При этом условии 1 г воды -занимает площадь 3,52-10® м^. Удельная поверхность почвы получается путем умножения на этот коэффициент и де­ ления на 100 величины Vm (при использовании уравнения БЭТ) или величины ао (при использовании уравнения Сперанского), выраженных в процентах от веса сухой почвы. Таблица 7 Сопоставление величин удельной поверхности почв, определенны х по уравнениям Сперанского, БЭТ и ХЮ (м^/г) поверхность почвы по уравнению У дельная Почва БЭТ П одзол ИЗ Отаго . . . . . . . . Краснобурый суглинок с Ауклэнда . Л уговая с о-ва Б а р в е р ............................. Бурая зернистая глина с А уклэнда . Л (елто-серый суглинок из М арльборо Свежий аллювий из Кентербери . . Торфяная из К е н т е р б е р и ........................ 141 117 132 105 21 27 213 ХЮ 141 122 136 108 49 26 206 Сперанского 143 125 134 109 21 26 278 Следует отметить, что в силу сказанного выше и неоднород­ ности (структурной и энергетической) поверхности почвенных частиц вычисление удельной поверхности носит до известной сте­ пени условный характер. Орчистон в своей работе (1953) установил, что монослой ад­ сорбированной влаги образуется при PfPo около 0,21. При воз­ растании P j P o толщина оболочки из адсорбированной влаги увеличивается, причем размер этого увеличения зависит от мине­ ралогического состава почвы. В результате изучения мономинеральных глин (Орчистон, 1954 и 1959) было установлено, что толщина адсорбированной пленки воды при Р/Ро = 0,5 у всех глин примерно одинакова и равна 1,8 диаметра молекул воды. При Р/Ро = 0,95 (что соответствует МГ) толщина пленки равна 2 диаметрам у монтмориллонита, 7 у иллита и 9 у каолинита. В 1955 г. была опубликована работа Н. Н. Сочеванова (Со­ чеванов, 1955), в которой он предлагает новое уравнение адсорб­ ции водяного пара почвой, охватывающее якобы всю изотерму адсорбции, т. е. в пределах всего диапазона величин Р \ Р о от нуля до единицы. Уравнение имеет следующий вид: 77 где а — количество адсорбированной влаги, Ь — константа, Р/Ро — относительная упругость водяного пара. Проверив это уравнение на данных, приведенных в нашей р а ­ боте (Роде, 1952) в табл. 8а и 12, Сочеванов обнаружил, что изотермы, обработанные по его уравнению, имеют форму пряг мой линии, что и является доказательством справедливости этого уравнения. При этом Сочеванов нашел, что константа Ь находится в обратной зависимости от разм ера частиц, будучи связана с ним выражением , 0,0126 где d — диаметр частиц в мм, а Ь измеряется в миллимолях воды наТ г почвы. Д ля почв, к которым относятся данные, приведенные в упо­ мянутых таблицах, Сочеванов получил следующие величины кон­ станты Ь: для подзолистой почвы, слой 36— 45 см . . . . 3 ,0 8 для чернозема, слой 67—74 с м ...................................4 ,5 0 для фракций, выделенных из почвы Версингаве: для частиц < 0 ,0 0 2 м к .......................................8 ,7 5 для частиц 0,002— 0,006 м к ...............................3 ,1 6 для частиц 0,006— 0,02 м к ............................... 1,31 для частиц > 0 ,0 2 мк . . . . . . . . 0 ,4 1 7 Н а рис. 24 представлены изотермы сорбции водяного пара, обработанные по уравнению Сочеванова для четырех фракций, выделенных из почвы Вегнерсау. И з рисунка видно, что экспери­ ментально полученные точки заметно и закономерно отклоняются от прямой линии, образуя кривую S -образной формы, хотя и сглаженную. И з этого следует, что уравнение Сочеванова не всегда точно описывает изотермы сорбции водяного пара почвой. Уравнение это, несомненно, эмпирическое. Тот факт, что оно претендует на приложимость к любому интервалу величин Р/Ро, отнюдь не яв­ ляется его достоинством и свидетельствует лишь о том, что оно хорошо (и то не всегда, как мы видели) соответствует S -образ­ ной форме изотерм адсорбции. Слой сорбированной воды, соот­ ветствующий диапазону величин Р/Ро от нуля до единицы, пред­ ставляет собой, как будет показано ниже, несомненно, несколько фаз, образование которых не может подчиняться одной и той же закономерности. Явление сорбции водяного пара почвами обладает свойством аддитивности. В табл. 7а приводятся данные Курона (1930), подтверждающие это свойство. Суглинистая почва типа буро­ зема из Вегнерсау была разделена на четыре фракции. Величина сорбции водяного пара определялась отдельно для каждой 78 фракции и для почвы в целом. Умножив величины сорбции для каждой фракции на ее содержание в почве и сложив полученные произведения, автор сопоставил эти суммы с величинами сорбции для всей почвы, полученными непосредственно. Рис. 24. И зотермы сорбции водяного пара, обра­ ботанные по ф орм уле Сочеванова. Гранулометри­ ческие фракции из почвы Вегнерсау (данные К урон а). Таблица 7а Аддитивность величин сорбции водяного пара (г/100 г сухой почвы) для почвы Вегнерсау (по данным Курон, 1930) Фракция, мк Р/Ро 0 ,9 4 2 0 ,8 6 8 0 ,7 4 8 0 ,5 8 2 9 ,3 8 3 0 ,1 7 7 0 ,0 6 9 0 ,0 3 4 <0,002 0,032- 0,006 0,006 -0 ,0 2 2 ,5 1 4 2 ,0 9 0 2 ,0 5 5 1 ,7 5 0 1,661 1 ,4 4 0 1 ,1 4 0 1 ,2 9 0 0 ,9 7 5 • 0 ,8 5 0 0 ,5 9 5 0 ,6 6 5 0 ,3 8 4 0 ,4 2 5 0 ,2 7 6 0 ,3 4 5 С одерж ани е фрак­ 1 2 ,1 9 ции в почве, о/о 1 2 ,6 5 1 ,2 8 0 1 ,1 0 9 0,9 1 1 0 ,7 3 0 0 ,5 4 4 0 ,3 7 0 0 ,2 3 5 0 ,1 6 4 1 3 ,0 4 >0,02 1,2 7 3 1 ,0 1 2 0 ,8 3 4 0 ,6 6 5 0 ,5 0 9 0 ,3 3 5 0 ,2 1 7 0 ,1 5 5 6 2 ,1 2 Сорбция всей Сорбция всей почвой, опре­ почвой по деленная не­ сумме фракций посредственно 7 ,0 5 7 5 ,9 1 9 4 ,8 4 6 3 ,8 2 5 2 ,8 7 8 1 ,9 6 5 1,261 0 ,9 4 0 7 ,6 1 6 ,2 4 5 ,0 3 3 ,9 6 2,-91 1 ,9 7 1.21 0 ,8 8 1 0 0 ,0 Сорбция водяного пара почвой, как и многими другими ад­ сорбентами, сопровождается явлением так называемого г и с т е ­ р е з и с а . Это явление заклю чается в том, что если одну и ту же 79 навеску какой-либо почвы сначала насыщать влагой, помещая ее последовательно в ряд пространств с возрастающей относитель­ ной влажностью воздз^а и доводя ее в каждом пространстве до полного равновесия, а затем эту же самую .навеску обезвожи­ вать, помещая ее в те ж е пространства, но в обратном порядке, т. е. с убывающей относительной влажностью, то во втором слу­ чае (при обезвоживании) количества сорбированной влаги при одинаковых относительных влажностях будут всегда выще, чем Рис. 25. Гистерезис адсорбции водяного пара гранулометрическими фракциями почвы Версин­ гаве (по К урон у). в первом (.при оводнении). Соответствующие примеры кривых обезвоживания и оводнения даны на рис. 25. Это явление, давно известное по отношению к различным сорбентам, было обнаружено и для почв Томасом (1924), а позд­ н е е — Куроном (1930) и более детально изучено последним (1932). Приведенные на рис. 25 изотермы оводнения и обезво­ живания заимствованы нами из первой из названных работ Ку­ рона и характеризую т все явление в целом. Курон указывает при этом, что в основе явления может леж ать несколько причин, из них Наиболее существенной может быть адсорбция воздуха на поверхности обезвоженной почвы, который препятствует сорб­ ции молекул водяного пара при последующем оводнении. Далее, высушивание почвы может вызывать те или иные необратимые изменения поверхности почвенных частиц, понижающие сорб­ 80 ционную способность последних. Наконец, причиной гистерезиса могут быть явления капиллярной конденсации: при одной и той ж е относительной влажности воздуха при обезвоживании неко­ торые капиллярные пространства могут оказаться заполненными капиллярно сконденсировавшейся водой, в то время как при оводнении эти пространства не будут содержать подобной воды вследствие того, что для образования соответствующего мениска требуется предварительное увеличение относительной влаж но­ сти до значительно большей величины. 2. К апиллярная конденсация в почвах Выше было показано, что последняя, примерно одна пятая часть изотерм сорбции не подчиняется уравнению Сперан­ ского — сорбция на зтом участке изотермы идет с прогрессивно нарастающей скоростью с увеличением относительного давления водяного пара. Это объясняется тем, что процесс сорбции здесь осложняется процессом капиллярной конденсации. В почве, как и во всякой дисперсной системе, при любой влажности, не достигающей полной влагоемкости, имеются по­ верхности раздела вода — воздух различной кривизны, во-пер­ вых, вследствие того, что вокруг точек соприкосновения двух ча­ стиц образуются кольцеобразные скопления воды («манжеты»), и, во-вторых, вследствие того, что в порах, целиком заполненных водой, водные скопления всегда ограничиваются менисками. Возникновение водной манжеты в процессе сорбции водяного пара можно представить себе следующим образом. Пусть мы имеем две почвенные частицы Л и Б, соприкасающиеся между собой в точке С. Поместим эти две частицы в замкнутый сосуд с некоторой постоянной температурой, в котором можно менять относительную влажность воздуха от О до 100%, причем источ­ ником влаги является раствор воды в серной кислоте, налитый на дно сосуда и обладающий, следовательно, п л о с к о й по­ верхностью. Будем повышать относительную влажность воздуха, начав от PjPo, равного нулю. В соответствии со сказанным выше, частицы почвы начнут сорбировать влагу, вследствие чего вокруг частиц будет образовываться водная пленка. Если бы частицы не соприкасались одна с другой, то образовавш аяся пленка имела бы примерно одинаковую толщину, так как силовое поле вокруг частицы имеет приблизительно одинаковую величину. Но частицы соприкасаются друг с другом, вследствие чего вблизи точки их соприкосновения силовые поля двух частиц на­ лагаю тся одно на другое. Н а рис. 26 изображено силовое поле в виде силовых линий, направленных нормально к поверхности частиц. При малых величинах PjPo положение пленки сорбирован­ ной воды, окружающей частицы, управляется исключительно 6 З ак аз № 405 81 этими силовыми П О Л Я М И . Вследствие этого пленка образует по­ верхность, приблизительно параллельную поверхности частицы. Но по мере нарастания величины Р/Ро и сопряженного с ним увеличения толщины пленки сорбированной воды к действию этих силовых полей неизбежно должно прибавиться действие сил поверхностного натяжения, представляющих собой односторонне направленное притяжение молекул воды, слагающих поверхно­ стный слой сорбированной пленки, со стороны молекул более глубоких, внутренних, слоев. Эти силы поверхностного натяж е­ ния, или капиллярные силы, могут на­ чать оказывать свое влияние лишь тогда, когда силы притяжения, исходя­ щие из почвенных частиц, сделаются достаточно малыми по сравнению с силами нормального поверхностного давления,, т. е. когда поверхностные слои адсорбированной пленки по своим свойствам приблизятся к поверхност­ ным слоям свободной влаги. По н а­ шему предположению, это начинает иметь место после того, как Р/Ро пре­ высит 0,40. К ак только силы поверхностного натяжения начнут оказывать свое влияние, дальнейшее нарастание плен­ ки сорбированной воды будет про­ исходить при том условии, что она будет стремиться Принять форму, со­ Рис. 26. О бразование вы­ ответствующую наименьшей поверх­ пукло-вогнутого мениска ности. Это скажется прежде всего («манжеты»^) в результате в области соприкосновения двух слияния пленок адсорбиро­ частиц, где пленка перестанет распо­ ванной воды в точке кон­ такта д в ух частиц. лагаться параллельно поверхности этих последних (пунктирная линия на рис. 26), а даст некоторое утолщение (сплошная линия на рис. 26). В результате вокруг точки соприкосновения частиц обра­ зуется кольцевое скопление (манжета) воды. Поверхность этого скопления будет иметь кривизну, равную 1/г= 1/ri — 1/гг, где Г\ соответствует на рисунке КС, т. е. радиусу положительной кри' визны манжеты, а соответствует КС\, т. е. радиусу отрицатель­ ной кривизны манжеты. Т ак как обычно Г\>Г 2 , то l / / 'i < l //'2 и суммарная кривизна является отрицательной, т. е. соответствует вогнутой поверхности. I Таким , образом, на этой стадии сорбции в почве создаются ( микроучастки с водной пленкой отрицательной кривизны. Упру­ гость водяного пара над этой пленкой начиная с этого момента 82 регулируется уже не полем адсорбционных сил, а кривизной по­ верхности. В процессе дальнейшего возрастания величины PjPo и свя­ занного с ним дальнейшего нарастания толшины пленки сорби­ рованной воды наступает, наконец, момент, когда упругость пара Р достигает уже такой величины, которая соответствует упруго­ сти пара, насышающего пространство при данной температуре над вогнутой поверхностью с кривизной, равной 1/г= 1/ri — 1/Гг. Вследствие этого при дальнейшем повышении величины PjPo на поверхности манжеты начнется конденсация водяного пара. Вот этот-то процесс, именуемый капиллярной конденсацией, / идуший на вогнутых участках поверхности, сочетаясь с продол- j жающ имся процессом сорбции влаги и суммируясь с ним, и за- / ставляет изотерму сорбции (см. рис. 19 и 21) резко загибаться i кверху. Спрашивается: начиная с какой величины Р / Р о процесс к а ­ пиллярной конденсации приобретает заметное количественное выражение? К ак мы уж е указы вали выше, начинается этот про­ цесс, вероятно, при Р / Р о около 0,40. Однако по данным, полученным в результате обработки м ас­ сового м атериала по сорбции водяных паров, принадлежащ его Курону, процесс сорбции переставал подчиняться уравнению Сперанского в среднем при Р / Р о , равном 0,81. Поэтому в итоге можно считать, что капиллярная конденсация, начинаясь при Р / Р о , равном 0,40, заметное количественное значение приобре­ тает лишь с момента достижения этим отношением величины i 0,80. \ Томас (Thomas, 1928) обнаружил, что как предварительное замораживание, так и предварительное растирание почвы с во­ дой влияют на процесс сорбции, уменьшая ее в первом случае и увеличивая во втором, причем эти влияния проявляются лишь начиная с Р/Ро, равного 0,85 и выше. По мнению Томаса, это по­ зволяет думать, что указанные операции оказали влияние не на поверхность частиц, а лишь на их агрегированность, взаимное расположение и т. д., а через это и на капиллярную конденса­ цию, заметное развитие которой началось, очевидно, с Р/Ро= = 0,85, т. е. с величины, весьма близкой к той, которая найдена нами. В работе Пури, К ровзера и Кина (Puri, Crow ther, Keen, 1925) приводятся данные по сорбции водяного пара разными механи­ ческими фракциями одной и той ж е почвы, которая названа «грубой глинистой подпочвой Хуус» и обозначена буквой F. Мы пересчитали эти данные, приняв для каждого значения Р / Р о ве­ личину сорбции фракцией 0,04—0,01 мм за 100 и выразив в про­ центах этой величины значения сорбции остальных фракций. Результат приведен в табл. 76. Относительная величина сорбции для всех величин Р / Р о 6* 83 Т абл и ца'76 О тносител ь ны е величины со рбци и в о д я н о го п а р а (в % о т величины сорбции ф р акц и ей 0 ,0 4 — 0,01 м м ) разл и чны м и м е х а н и ч е с ки м и ф р а к ц и я м и о д н ой и то й ж е почвы (в ы числен о по д ан н ы м П у р и , К р о в з е р а и К и н а , 19 25 ) Размеры частиц, мм Р/Ро 0,882 0,693 0,406 0,191 0,098 0,016 С редн ее . Почва в целом 0,04-0,')! 0,01-0,035 0,005-0,002 < 0 ,0 j 2 100 100 100 100 100 100 188 193 193 188 184 173 220 216 216 203 343 374 380 374 374 370 164 181 170 168 170 178 100 188 217 369 172 223 222 у всех фракций практически одинакова, что, очевидно, указы ­ вает на одну и ту же природу процесса сорбции и на одну и ту ж е количественную зависимость сорбции от Р / Р о , а следова­ тельно, и на одинаковую сущность явления сорбции в разных фракциях и в почве в целом. Это позволяет с весьма большой долей уверенности говорить о том, что в данном интервале Р / Р о , т. е. при Р / Р о ^ 0 , 8 8 2 , явления капиллярной конденсации сущест­ венного значения не имеют, ибо трудно допустить, чтобы эти яв­ ления, если бы они имели место, шли одинаково в таких сильно отличающихся друг от друга объектах, как фракция 0,01 — 0,04 мм, фракция <0,002 мм и почва в целом. Таким образом, и здесь предельная величина Р / Р о получается не меньше, чем та, которая определена нами по данным Курона и которая получена Томасом. К несколько иным выводам приходит П. В. Ж уравель (1939), который изучал набухание различных объектов при сорбции ими водяного пара. Исходя из того, что набухание начиналось часто с величины Р / Р о — 0 , 5 , этот исследователь полагает, что и капил­ лярная конденсация начиналась с этого ж е домента. При обсуждении процесса капиллярной конденсации возни­ кает и другой вопрос: вплоть до какой величины влажности почвы этот процесс продолжается? Д ля того чтобы ответить на этот вопрос, нам придется сна­ чала воспользоваться знакомой уже моделью —«идеальной поч­ вой». Допустим, что частицы такой системы находятся не в рых­ лой упаковке (кубическая реш етка), а в плотной (гексагональ­ ная реш етка). Водные манжеты, образовавшиеся вокруг точек соприкосно­ вения частиц, имеют, как сказано выше, отрицательную кри­ визну, равную 1 /г= 1 /п — 1/г2 (см. рис. 17). 84 Нетрудно доказать, что на начальных стадиях образования: манжеты Гг всегда меньше, чем ■ > -1 г- и — <0, т. е. кривизна манжеты отрицательная. По мере роста манжет в точках соприкосновения трех частиц эти манжеты будут сближ аться одна с другой до тех пор, пока их края не сольются, как это изображено на рис. 18 б. Можно подсчитать, что в этот момент кривизна поверхности Ijr будет равняться R 0,423 ^ 0,155 ^=-4,1 I ’ R т. е. будет продолжать оставаться отрицательной и, следова­ тельно, способной к дальнейшей капиллярной конденсации. По мере дальнейшего увеличения содержания влаги (какими бы причинами оно не вызывалось) начнут заполняться поры, н а­ ходящиеся между шариками, имеющие двоякую форму: поры тетраэдрические и поры ромбоэдрические. По мере заполнения пор в «идеальной почве» начнут появляться мениски в поровых пространствах. Эти мениски такж е всегда будут иметь отрица­ тельную кривизну. Поэтому водяной пар в почвенном воздухе всегда будет находиться в равновесном состоянии по отношению к в о г н у T_oJ, поверхностизрды , т. е. его упругость всегда бу­ дет меньше, чем упругость пара, насыщающего пространство при той ж е температуре над плоской поверхностью. Это будет про­ долж аться до тех пор, пока почва не будет заполнена влагой полностью, т. е. до своей полной водовмести1мости, и до этого же момента, казалось бы, должен продолжаться процесс капилляр­ ной конденсации, если источником водяного пара является п л о ­ с к а я водная поверхность. Лишь по достижении влажностью величины полной водрвместимости, т. е. лишь после полного н а­ сыщения почвьГ влагой, в ’почве йсчезнут вогнутые мениски и п р о -, цесс капиллярной конденсации прекратится. / И действительно, Пури (Puri, 1925), исследуя критически применимость «гигроскопического коэффициента», предложен­ ного еще в 1859 г. Гильгардом и представляющего собой макси­ мальную гигроскопичность почвы при определении ее в прост­ ранстве, насыщенном водяным паром н а д ч и с т о й в о д о й , обнаружил, что влаж ная почва способна «практически беско­ нечно» поглощать влагу. Во всяком случае, д аж е по истечении 24 дней равновесие не устанавливалось (табл. 8). Пури объясняет это как капилляр­ ной конденсацией, так и влиянием электролитов почвенного р а ­ створа, такж е понижающих уп'ругой'ь''водяного пара над ним. Однако некоторые новейшие данные показывают, что 85 Таблица Х о д сорбц и и в о д я н о го п а р а (в % о т в е с а сухой п о ч в ы ) почвой Х уус ( с л о й 0 — 11 с м ) н а д ч и с т о й в о д о й ( п о д а н н ы м П у р и , 1925) Температура, град Дни от начала опыта 0 1 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 15 21.2 25,0 29,7 4,19 6,80 7,80 8,99 9,76 10,16 10.57 10,90 11,12 11,40 11.58 11,72 11,89 12,05 3,03 7,46 8,57 9,38 9,87 10,19 10,50 10,77 10,83 4.74 7,80 8.74 9,70 10,17 10,48 10,69 10,81 11,02 3,35 7,89 8,84 9,76 10,18 10,36 10,50 10,60 представление о неизбежности полного насыщения почвы влагой за счет капиллярной конденсации, когда источником водяного пара является плоская водная поверхность, оказывается невер­ ным. Стапренс (1955) и Ш аповалова (1957) экстГёриментально установили, что при помещении бюксов с почвой, влажность ко­ торой существенно выше М Г и лежит в пределах Н В -В РК, в экси­ катор, на дне которого находится чистая вода, почва начинает терять влагу. Если в такой эксикатор поставить два бюкса — один с сухой почвой (влажность ниже М Г ), с другой с влажной (влажность значительно выше М Г), то вес первого будет возрастать, а вес второго — убывать. По-видимому, предельные вели­ чины влажности, к которым будут стремиться влажности в этих двух бюксах, различны, в чем можно видеть влияние капилляр­ ного гистерезиса. Подтверждение этому мы находим в опытах С. И. Долгова с сотрудниками (Долгов И др., 1964). В первом опыте исследо­ валось восемь почв различного типа, различного гранулометри­ ческого и минералогического состава. Парные навески почв по­ мещались в один и тот ж е эксикатор, на дне которого находился насыщенный раствор сульфата калия, который создавал относи­ тельную влажность воздуха 98%. В каждой паре одна навеска была воздушно-сухой, а вторая имела исходную влажность, р ав­ ную НВ. Бюксы с навесками периодически взвешивались. Коле­ бания температуры были сведены к минимуму. Опыт длился 22 месяца. Его результаты для четырех почв изображены на рис. 27. Остальные почвы дали такие ж е результаты. Из рисунка видно, что в начале опыта влажные навески те­ ряли влагу, а сухие — сорбировали ее. К концу четвертого ме- сяца вес навесок сделался постоянным и далее уже не изменялся. Однако влажность парных навесок не сравнялась. Исходно­ влажные навески сохранили более высокую влажность, а исходно-сухие — менее высокую. Разница в конечной влажности достигала 3,8— 4,3% для почв тяжелого гранулометрического со­ става и 0,4— 0,7% для легких почв. Авторы подчеркивают как самый важный вывод то, что при одном и том же капиллярном давлении (насыщенному раствору сульфата калия соответствует' Рис. 27. Х од сорбции водяного пара сухими ( / ) и увлажненными д о Н В {2) навесками четырех почв при относительной влаж ности в озд у х а 98% (по Д олгову с сотр удник ам и). капиллярное или всасывающее давление, равное 31,5 атм) со­ держание влаги в образцах с различной предысторией увлажне­ ния различно, хотя те и другие находятся в равновесии не только с воздухом, относительная влажность которого 98%, но и между собой. Во втором опыте авторы исследовали гистерезис в широком интервале значений относительной влажности воздуха: от 20 до 98%, чему соответствуют всасывающие давления от 2290 до 31,5 атм. Методика исследования была та же, за исключением того, что для каждой почвы бралось по шесть пар на­ весок, причем каждая пара помещалась в особый эксикатор 87 с соответствующей влажностью воздуха, создававш ейся над шестью насыщенными растворами различных солей. Опыт длился от 2 месяцев при низких влажностях воздуха до 8 месяцев при высоких. Результаты опыта представлены на рис. 28. Из рис.' 28 видно, что гистерезис наблю дается во всем изу­ ченном интервале относительных влажностей воздуха, в том -----------------------------, % 14 а ) 12 ■ Б 'с 10 45 1 50 1 55 6- 30 АО 50 60 70 so Относительная вла/киость воздуха 90 Ю 0% Рис. 28. Равновесны е влаж ности образцов пяти почв, полученные в воздухе, с различной относительной влажностью в процессе оводнения (1) или иссуш е­ ния (2) (по Д олгову и д р .) . числе и при таких низких величинах Р / Р о , которые заведомо иск­ лючают капиллярную конденсацию. Авторы, . ссылаясь на рис. 28 а, пишут: «Можно предполагать, что если привести в со­ прикосновение два образца одной и той ж е почвы, имеющие одну и ту же влажность (на рис. 2 8 а равную 4,5%. — А. Р . ) , но раз­ личную предысторию (высыхание или увлажнение), имеющие вследствие этого различные величины давления, то следует ож и­ дать перемещения влаги от увлажнявш егося почвенного образца к образцу, иссушавшемуся до тех пор, пока между ними не исчезнет перепад давления. При этом влажность долж на переме­ щаться навстречу перепаду влажности (создавшемуся в про- цессе опыта, так как в начальный момент этот перепад равен нул ю .— А. Р.), и перемещение влаги прекратится тогда, когда влажность их примет значения, обозначенные на рис. 2 6 (в этой книге рис. 28 а . — А. Р.) точками А ' Б', т. е. 4,3 и 4,7%. Анало­ гичные соотношения будут иметь место и для всякой другой пары точек с одинаковой влажностью на петлях гистерезиса любой другой почвы.» Последнее предположение представляется очень интересным,, но требует экспериментальной проверки. Не совсем ясно, как ав­ торы нашли точки А ' и Б'. Описанные опыты Долгова и др. очень поучительны и порож ­ дают много вопросов. В частности, возникает вопрос, только л к в том следует искать причину гистерезиса, что при обезвож ива­ нии некоторые поры почвы могут оставаться заполненными капиллярно-сконденсированной водой, в то время как при оводне­ нии эти поры не будут содержать подобной воды вследствие того, что для образования мениска соответствующей кривизны требуется предварительное повышение относительной влаж но­ сти воздуха до значительно большей величины. Нет ли какоголибо различия в структуре и свойствах воды, в одном случае ад­ сорбированной из водяного пара, а в другом случае внесенной в почву в жидком состоянии? С рассмотренными фактами стоит сопоставить результаты опытов Л. Г. Б алаева (1963) по измерению скорости испарения с поверхности вогнутых менисков в стеклянных капиллярах. К а­ пилляры находились в замкнутом сосуде, содержащем плоскую поверхность воды, причем эта поверхность и мениски в капилля­ рах находились на одном уровне. Опыт велся в изотермических условиях. Балаев обнаружил, что вогнутые мениски не только« не конденсировали на себе воду, но наоборот, ее испаряли, т. е.,. как бы вопреки формуле Томсона— Кельвина, упругость п ара над вогнутыми менисками была выше, чем над плоской поверх­ ностью воды. Б алаеву возраж ает И. И. Судницын (1964), который считает,, что в опытах Б алаева изотермические условия соблюдены не­ были и в сосуде, имелся температурный градиент, создавший значительно больший перепад упругости водяного пара, чем тот, который мог быть создан за счет кривизны мениска в капил­ ляре. Судницын полагает, что испарение воды из капилляров, происходит не только с поверхности менисков, но и с поверх­ ности пленок, смачивающих стенки капилляра над мениском. В результате этого скорость испарения из капилляров при рас­ чете на единицу поперечного сечения капилляра должна бытьболее высокой, чем с единицы плоской поверхности воДы. К аналогичным выводам приходят Дерягин, Нерпин и Чураев (1964). Они особенно подчеркивают роль пленочного переноса влаги вдоль стенок капилляра, который компенсирует расход 89 влаги с поверхности пленки яа испарение. Существование по­ следнего было доказано названными авторами эксперимен­ тально. В отличие от Балаева, Шерешевский (Shereshefsky, 1928) об­ наружил, что в особо тонких капиллярах наблюденное пониже­ ние давления водяного пара значительно превосходит то, кото­ рое может быть предвычислено по формуле Томсона. Уильсдон, Боннер и Ноттэдж (W ilsdon, Bonner and N ottage, 1956) указываю т на то, что в тонких капиллярах большая часть жидкости является ориентированной, в силу чего формула Том­ сона к ним неприложима. Это предположение оспаривается Н. Н. Федякиным (1956), который, экспериментируя со стеклянными капиллярами, уста­ новил, что образование в капилляре адсорбционной пленки из воды понижает смачиваемость стенок капилляра (cos 0 = 0,75), причем толщина адсорбционной пленки не превышает 25 А. Сле­ довательно, в капиллярах с поперечником, превышающим 50 А, пленка не может вы звать понижение давления насыщенного пара. Иными словами, уравнение Томсона заведомо приложимо к капиллярам с диаметром, превышающим 50 А. Со всеми этими фактами интересно сопоставить наблюдения Д ерягина, Гальданского и К арасева (1947) и Дерягина и Зорина <1955), которые установили, что при адсорбции водяного пара на плоской поверхности стекла вода при Р /Р о = 1 образовала пленку толщиной около 70 А. Изотерма адсорбции водяного пара лри этом пересекала ординату насыщения, причем на поверхно•сти стекла наблю далось образование каплеобразных зародышей ж идкой воды (объемной ф азы ). Полимолекулярная адсорбцион­ н ая пленка при этом сохранялась, т. е. эта пленка и зародыши объемной фазы представляют собой разные фазы, причем полимолекулярный слой является особой граничной фазой. Однако степень приложимости результатов этих опытов и от­ носящихся к ним количественных характеристик, установленных применительно к сорбентам с большими плоскими поверхностями (таким дисперсным системам, как почва), пока не ясна. Из сказанного очевидно, что наблюдения над процессом сорб­ ции и десорбции водяного пара при относительной влажности, равной единице, обнаружили ряд явлений, не укладывающихся в наши прежние представления (перегонка пара с вогнутых ме­ нисков на плоскую поверхность воды у Балаева, образование в процессе сорбции водяного пара капель с выпуклой поверхно­ стью в опытах Дерягина и Зорина и т. д.). Все эти явления под­ л еж ат дальнейшему изучению. В почвах капиллярная конденса­ ция имеет место в интервале Р/Ро от 0,8 до 1. Но при влажности Р/Ро, равной единице, влажность почвы за счет сорбции водя-' ного пара может быть доведена до величины, лишь немногим превышающей МГ. При Р/Ро = 1 не только невозможно полное 90 насыщение почвы водой путем сорбции водяного пара, но наобо. рот, наблю дается потеря влаги из почвы, если ее исходное влаго­ содержание существенно превышает величину МГ. 3. Толщина пленки гигроскопической воды Первые исследователи природы гигроскопичности почв Родевальд и Митчерлих (Rodew ald und M itscherlich, 1904) были убеждены в том, что при соприкосновении почвы с aтмocфepoй^ почти насыщенной влагой (над 10%-ным раствором серной ки­ слоты, который создает P j P o , равное 0,94), частицы почвы покры­ ваются мономолекулярной пленкой воды. Это убеждение осно­ вывалось, во-первых, на допущении, что теплота смачивания выделяется лишь при образовании мономолекулярного слоя, и,, во-вторых, на том факте, что то предельное количество влаги, при внесении которого в почву достигается предельная величина теп­ лоты смачивания, как раз соответствует тому количеству влаги^ которое поглощается почвой из атмосферы над 10%-ным раство- \ ром серной кислоты (M itscherlich, 1904). Оно было названо ука-+ занными авторами м а к с и м а л ь н о й г и г р о с к о п и ч н о - ;\’ с т ь ю почв. I Эти взгляды Родевальда и М итчерлиха не соответствуют, ви -' димо, действительности. Во-первых, если мы рассмотрим их д ан­ ные по теплоте смачивания, то убедимся в том, что по мере при­ бавления воды количество тепла, выделяющ ееся на единицу веса прибавленной воды, уменьшается. Это очень отчетливо видно из дифференциальных кривых теплоты смачивания, пост­ роенных нами по данным М итчерлиха (1901) и изображенных на рис. 40. Это обстоятельство позволяет вы сказать сомнение в том, что максимальному выделению теплоты смачивания соответст­ вует образование только мономолекулярного слоя сорбированной воды. Если бы он был действительно мономолекулярным, то ве­ личины drjdw должны были бы оставаться более или менее неиз­ менными на протяжении всего того диапазона влажности, при котором выделяется теплота смачивания. Наблюдающееся на самом деле уменьшение величин drjdw с увеличением влажности свидетельствует о том, что образование мономолекулярного слоя в дальнейшем сменяется образованием полимолекулярной вод­ ной оболочки. Митчерлих и сам впоследствии отказался от своего первона­ чального взгляда и присоединился к мнению Эренберга (Ehrenberg, 1922, стр. 270—273), который считал, что максимальная толщина пленки гигроскопической воды равна 10 диаметрам молекулы воды. Однако свою точку зрения Эренберг обосновы­ вает весьма неубедительно, и она неверна. Второе возраж ение против мономолекулярности этой обо- . лочки при образовании ее над 10%-ным раствором серной 91 к и сл оты м о ж е т бы ть с д е л а н о на осн о в а н и и н ек отор ы х и с с л е д о в а ­ ни й , п о зв о л я ю щ и х р ассч и т ать т о л щ и н у п о л у ч а ю щ ей ся оболочки.. К ч и сл у т а к и х и с с л е д о в а н и й п р и н а д л е ж а т р а б о ты Д о б е н е к а (D o b en eck , 1 8 9 2 ), Б р и ггса ( B r ig g s , 1 9 0 5 ), К а т ц а (K a tz , 1 9 1 2 ), О д э н а (O d e n , 1 9 2 1 ), Т о м а с а (T h o m a s, 1924) и Р ы ж о в а ( 1 9 3 7 а ). Д о б е н е к (1 8 9 2 ) и зу ч а л ги гр о ск о п и ч еск о е п о гл о щ ен и е в о д ы на ф р а к ц и я х п еск а р а зн о й к р уп н ости с ’ч асти ц ам и , от 0 ,0 1 д о 2 мм в п оп ер еч н и к е. Он н ащ ел (т а б л . 9 ) , что сл ой с о р б и р о в а н н о й в лаги и м еет т о л щ и н у от 36 д о 4 9 5 д и а м ет р о в м о л ек у л воды , п ри ч ем тем ■бол ь ш ую , чем к р у п н ее частицы . Таблица 9 Результаты опытов Добенека (1892) по гигроскопическому поглощению воды различными фракциями кварцевого песка Толщина пленки Раз.мер частиц, мм Средний диа­ метр частиц, Удельная поверхность, см=/100 г Поглощение воды, г/100 г 0,01—0,071 0,071—0,114 0,114—0,171 0,171—0,250 0,250—0,500 0,500—1,000 0,036 0,092 0,142 166 660 65 220 42 250 28 570 15 790 0,2031 0,1677 0,1378 0,1007 0,0847 0,0571 0,0545 1,000—2,000 мм 0,210 0,375 0,750 1,500 8 000 4 000 диаметров молекул воды 122 257 326 353 535 713 1361 44 93 114 128 194 258 495 П р и м е ч а н и е . Цифры последних двух граф вычислены нами. — А. Р. „Диаметр молекулы воды принят здесь и в дальнейшем равным 2,76 А, так как гигроскопическая вода имеет повышенную плотность. Р езу л ь т а т ы опы тов Д о б е н е к а и зо б р а ж е н ы н а рис. 29. К р и в ая (в г / 1 0 0 г) со р б и р у е м о й ч асти ц ам и в л аги с ув ел и ч ен и ем и х п оп ер еч н и к а. К р и в а я 1 х а р а к ­ т е р и зу е т и зм ен ен и е'т о л щ и н ы п л енк и с о р б и р о в а н н о й в оды , в ы р а ­ ж е н н о й ч и сл ом м о л ек у л я р н ы х сл о ев . Э ти д в е кривы е и м ею т п р о ­ т и в о п о л о ж н о е н а п р а в л ен и е. К ол и ч ест в о с о р б и р у е м о й в лаги с ув ел и ч ен и ем д и а м е т р а ч аст и ц у м ен ь ш а ет ся , о с о б е н н о в н а ч а л е, п р и м ал ы х р а з м е р а х части ц , оч ев и д н о , в сл ед с т в и е ум ен ь ш ен и я • у д ел ь н о й п о в ер х н о ст и (<?). В то ж е в р ем я то л щ и н а о б о л о ч к и из со р б и р о в а н н о й воды в о зр а с т а е т , в ер о я тн о , в сл ед с т в и е у м ен ь ш е­ ния кривизны п ов ер хн ост и . Б р и ггс [1905, ц и ти р ую по М а к -Б э н у (1 9 3 4 )] о т н есся к р и ти ч е­ ски к р е зу л ь т а т а м и с с л е д о в а н и й Д о б е н е к а на том о сн о в а н и и , что п осл ед н и й р а б о т а л при о т н о с и т е л ь н о 1| у п р у г о ст и в о д я н о го п а р а , р а в н о й 1 ,0 или в есь м а б л и зк о й к эт о й в ел и чи н е, в сл ед с т в и е чего . в его оп ы тах не бы ла и ск л ю ч ен а к а п и л л я р н а я к о н д ен са ц и я . Б р и ггс сч и тал, что в св ои х оп ы тах он эт о й п о гр еш н о ст и и з б е ж а л , , 2 х а р а к т е р и зу е т и зм е н е н и е к ол и ч еств а -92 п о м ещ а я с о р б е н т (тон к о р аст ер ты й к в а р ц ) во в р а щ а ю щ и е ся т р у б к и . П р и о п р е д ел ен и и величины со р б ц и и при о т н оси тел ь н ы х у п р у г о ст я х , б л и зк и х к 1 , 0 , т р у б к и н еп р ер ы вн о - в ст р я х и в а л и сь . В р е зу л ь т а т е св о и х опы тов Б р и ггс о п р е д ел и л т о л щ и н у с о р б и р о ­ в а н н о й п л етк и в оды р а в н о й 45 А при Р /Р о = 8 3 % и 2 6 6 А при Р1Ро = 9 9 % , т. е. со о т в ет ст в е н н о 16 и 9 6 д и а м е т р о в м о л ек у л воды . К а т ц [1912, ц и ти р ую по М а к -Б э н у (1 9 3 4 )], и зу ч а я со р б ц и ю в о ­ д я н о г о п а р а н а п о р о ш к е к в а р ц а и н а п о р о ш к е а н о р т и та , п олуч и л Число ‘'сдоев с» !:/г г/Ю О г Рис. 29. Зависимость толщины оболочки воды (число молекулярных слоев), сорбированной из водяного пара, от размера частиц ()), коли-, честна сорбированной воды (г/10 0 г) от размера частиц (2 ), удельной поверхности (см^г) от раз­ мера частиц (3) (по Добенеку). т о л щ и н у п л ен к и со р б и р о в а н н о й в о д ы р а в н о й 3 2 А в п ер в о м с л у ­ ч а е и 15,5 А во в т о р о м , что со о т в ет ст в у е т 1 2 и 6 д и а м е т р а м м о ­ л е к у л воды . П о и с с л е д о в а н и я м О д э н а (1 9 2 1 — 1 9 2 2 ), в ел и ч и н а со р б ц и и р а зл и ч н ы м и гл и н ам и н а р азл и ч н ы х у ч а с т к а х и зо т ер м ы со р б ц и и к о л е б а л а с ь в п р е д е л а х от О д о 0,0 3 г н а 1 м^ п о в ер х н о ст и . Н е т р у д н о р а ссч и т ать , что эт о со о т в ет ст в у е т в о д н о м у сл о ю т о л щ и ­ ной от О д о 109 д и а м ет р о в в о д н ы х м ол ек ул . Т о м а с ( 1 9 2 4 ), вы числяя т о л щ и н у в о д н о й п лен к и , п р и х о д и т к в ел и ч и н ам от 5 - 1 0 ”’' м м при Р / Р о = 0 , 0 1 д о 2-1 0 " ^ м м при Р / Р д = 0 , 9 8 , что с о о т в ет ст в у е т 2 — 72 д и а м е т р а м м о л ек у л воды . К с о ж а л е н и ю , п о д р о б н о с т е й эт и х р а сч ет о в Т о м а с н е п р и в о д и т , в с л е д с т в и е чего н ел ь зя су д и т ь о б и х д о ст о в ер н о ст и . С. Н . Ры ж ов (1 9 3 7 а ) вел и с с л е д о в а н и я с к варц евы м п еск ом . В еличи ны м ак си м а л ь н о й ги гр оск оп и ч н о сти и толщ ины 93 со о т в ет ст в у ю щ ей в о д н о й п л ен ки Р /Р о = 0 ,9 4 (н а д 1 0 % -ной сер н о й к и сл о то й ) к в ар ц ев ы х зе р е н р а зн о г о р а з м е р а п р и в еден ы в т а б л . 1 0 . Таблица 10 Максимальная гигроскопичность (по методу Митчерлиха) и толщина водной пленки (по Рыжову, 1937 а) Размер частиц, мм 0,0020,001 0,0010,0001 . . 0 ,0 4 5 2 0,0 9 9 8 0 ,0 9 1 7 0,1 1 3 3 0,1474: 0,2642^ 0 ,4 9 6 3 0 ,3 8 7 2 0,25— 0,1 од0,05 0 ,0 5 - 0,02 0,020,01 о,Olо.005 0,005- 0,002 Максимальная гигроскопичность (при Р1Ро = = 0 ,9 4 ), % . Толщина пленки сорбированной воды, диаметры водных моле­ кул ..................... 137 129 55 30 19 16 13 12 П . В . В ер ш и н и н и В . П . К он ст а н т и н о в а ( 1 9 3 7 ), н а б л ю д а я а д ­ с о р б ц и ю в о д я н о го п а р а к в арц ев ы м п еск о м в в а к у у м е при ст р о го к о н тр о л и р у ем ы х у сл о в и х , н аш л и , что о б р а з о в а н и е м о н о м о л е к у ­ л я р н о го сл оя за к а н ч и в а ет ся при очень н еб о л ь ш и х в ел и ч и н а х д а в л е н и я в о д я н о го п а р а — п о р я д к а 1 м м , в с л е д з а чем при д а л ь ­ н ей ш ем ув ел и ч ен и и д а в л е н и я н а ч и н а ет ся у ж е м н о го сл о й н а я со р б ц и я , в п р о ц е с с е к о тор ой п л ен к а с о р б и р о в а н н о й воды д о с т и ­ га е т толщ и н ы , р а в н о й 3 0 — 50 д и а м е т р а м в о д я н ы х м о л е к у л в о д ы . П р и д а в л е н и я х в о д я н о го п а р а , п р ев ы ш а ю щ и х 8 0 — 85% о т н о с и ­ тел ь н ой в л а ж н о с т и , н а ч и н а ет ся у ж е к а п и л л я р н а я к о н д ен са ц и я . М . В . Ч а п ек (1 9 3 6 ) и с с л е д о в а л с о р б ц и ю в о д я н о го п а р а т о ж е на к в а р ц ев о м п ес к е и п ол уч и л вел и чи н ы со р б ц и и д л я ч асти ц р а з ­ н ого р а з м е р а (т а б л . 11) , очень б л и зк и е (д л я Р /Р о = 0 ,9 6 ) к т ем , к отор ы е п ол уч и л Р ы ж о в . Т ак и м о б р а з о м , в с е п р и в еден н ы е д а н н ы е го в о р я т о том , что н е тол ьк о при Р / Р о , р а в н о м 0,98, но и. при зн а ч и т ел ь н о м ен ьш и х от н оси тел ь н ы х в л а ж н о с т я х в о з д у х а , п ри к отор ы х к а п и л л я р н а я I к о н д ен с а ц и я з а в е д о м о н е и м е е т м ест а , в о д я н а я п л ен к а, о б р а з у ю ­ щ а я с я в р е зу л ь т а т е с о р б ц и и в о д я н о г о п а р а н а ч а ст и ц а х п еск а и пы ли, п р е д ст а в л я е т с о б о й не м о н о м о л ек у л я р н ы й сл ой , а со ст о и т из м н оги х сл оев в о д н ы х мол№_ул. А б со л ю т н ы е ч и сл а эт и х сл о ев , ■приведенные вы ш е и з р а б о т р а зн ы х и с с л е д о в а т е л е й , с л е д у е т сч и ­ тать, кон еч н о, лиш ь п р и б л и ж ен н ы м и , я о н есо м н ен н о , что в эт и х с л у ч а я х мы и м еем д е л о ' с н а ст о я щ е й м н о го сл о й н о й со р б ц и ей . О тм ети м , что о со б е н н о 'больш ие величины толщ и н ы п л ен к и со р б и р о в а н н о й в оды , п р ев ы ш аю щ и е 1 0 0 д и а м ет р о в м о л ек у л в оды , п ол уч и л и сь д л я п еск ов , т. е. д л я о б ъ ек то в с б ол ь ш и м д и а м е т р о м 94 Таблица 11 Толщина сорбированного слоя воды на частицах кварца (по данным Чапека, 1936) Размер частиц, мм Толщина сорбирован­ ного слоя, А . Число слоев молекул воды Р/Р„=0,96 Р/Я„=:0.35 Р/Р„=0,96 Р/Р„=0,35 1—0,25 0,25—0,1 0,1—0,05 0,05—0,01 ' 0,01—0,005 0,005—0,001 145 133 69 56 51 39 .64 34 31 52 48 12 10 25 20 18 14 23 12 11 5 4 1 П р и м е ч а н и е . Число слоев молекул воды высчитано нами при диаметре молекулы воды, принятом равным 2,7б А — А. Р. ч а ст и ц и б о л ь ш и м р а зм е р о м п ор, н е п р еп я тств у ю щ и м н а р а щ и в а ­ нию п лен ок . Е сл и в зять ф р ак ц и ю с р а д и у с о м ч а ст и ц 0 , Й мм = 0 ,0 2 5 см , то при са м о й п л отн ой — гек са го н а л ь н о й — у п а к о в к е р а ­ д и у с т ет р а эд р и ч ес к о й поры б у д е т р ав ен 0 ,2 8 8 X 0 ,0 2 5 = 0 ,0 0 7 с м = = 7 X 1 0 ^ А . Э т о со о т в ет ст в у е т (7 X 1 0 ^ ) : 2 ,7 6 = 3 • 10® м о л е к у л я р ­ ны х д и а м е т р о в . С л е д о в а т ел ь н о , при т о л щ и н е с о р б ц и о н н о й плен к и в 100— 150 м о л ек у л я р н ы х сл оев он а за н и м а е т н и ч то ж н у ю д о л ю п о п ер еч н и к а п ор и н и ч т о ж н у ю д о л ю о б щ ей п о р о зн о ст и . В м е с т е с тем М Г п ес к о в и по ср а в н ен и ю с и х Н В я в л я ется в ел и ч и н ой очен ь м ал ой . К а к мы у в и д и м из сл е д у ю щ е й главы (стр . 3 2 5 ) , Н В п еск ов , со о т в ет ст в у ю щ а я м аксим альнш йу^-еодер- / ^ ^ ж а н и ю в л а ги в с,тыков,ой ф о р м е 7 ^ в 1 1 Т~ 3 —Т% веса^почвы ., С л е(J д о в а т е л ь н о , м аксим альна1Ггйгро'скопич-ность, р а в н а я 0 ,0 5 — 0,1% / (см . т а б л . 10) , со с т а в л я е т лиш ь ок о л о 2% Н В . / И н о е н а б л ю д а е т с я в п о ч в а х т я ж е л о г о м ех а н и ч еск о го со с т а в а . П р е д с т а в и м с е б е п оч в у с у д е л ь н о й п о в ер х н о ст ь ю 100 м^/г, что со о т в ет ст в у е т ГО ООО m V IO O г . М о л ек у л я р н ы й м о н о сл о й на п л о ­ щ а д и в 1 м^ в ес и т 0 ,0 0 0 3 г, а н а п л о щ а д и в 10 0 0 0 м^ 3 г. С л е д о ­ в а тел ь н о , есл и п оч в а н а сы щ ен а д а ж е д о п ол н о й в л а го ем к о ст и (25% по в е с у ), т о м а к си м а л ь н а я в о зм о ж н а я т о л щ и н а п лен к и б у ­ д е т р а в н а 2 5 : 3 — 8 м ол ек ул я р н ы м д и а м е т р а м . С л е д о в а т ел ь н о , в су гл и н и сты х и гл и ни сты х п оч в ах, н асы щ ен н ы х Са", M g - и Н', то л щ и н а п л ен к и в оды (н еза в и с и м о от того, к ак о н а о б р а з у е т с я ) о гр а н и ч ен а н ем н оги м и м ол ек ул я р н ы м и сл оя м и . В п ес к а х эт о о г ­ р а н и ч ен и е о т су т с т в у е т . Н а са м о м д е л е п л ен к а в сугл и н и сты х и гл и ни сты х п о ч в а х и м еет м ен ь ш ую т о л щ и н у , т а к к ак п р и п ол н ой в л а го ем к о ст и ч асть в л аги за п о л н я е т с о б о й к руп н ы е поры и т р е ­ щ ины . 95 С ов ер ш ен н о иным я в л я ется и со о т н о ш е н и е м е ж д у М Г и Н В в сугл и н и сты х п оч в ах. П р и Н В , р а в н о м 2 0 — 2 2 % , М Г д о ст и г а е т 6 — 10 %, т. е. с о с т а в л я ет от о д н о й тр ети д о полови н ы от Н В . Н а б о л ь ш и х п л о ск и х п о в ер х н о ст я х Л а т а м о м (L a th a m , 1 9 2 8 ), Г а л ь д а н ск и м и Ч и ри к ов ы м (1 9 4 7 ) бы ли п ол уч ен ы а д с о р б ц и о н ­ ны е п лен ки толш,И'Ной в н еск ол ь к о д ес я т к о в м о л ек у л . Д е р я г и н и З о р и н (1 9 5 5 ) на п л оск ой п о в ер х н о ст и ст ек л а при Р /Р о = 1 п о л у ­ чили п л ен к у т о л щ и н о й в 70 А , т. е. вы ш е 2 0 м о л ек у л я р н ы х д и а ­ м етров. П л ен к и так ой толщ ин ы , к ак мы в и д ел и , св о б о д н о м о гу т о б ­ р а зо в ы в а т ь ся в п еск а х . В о з м о ж н о с т ь ж е их о б р а зо в а н и я в п о ч ­ в а х сугл и н и сты х и гл и ни сты х, есл и они н асы щ ен ы C a ’t, M g", Н ’ или АГ", о гр ан и ч ен а отч асти р а зм е р о м п ор, а гл авн ы м о б р а зо м в ел и чин ой у д ел ь н о й п о в ер х н о ст и . П о с л е д н я я н а ст о л ь к о велика,, что со р б и р о в а н н а я в л ага к ак бы « р а ст я г и в а е т с я » на ней тонким сл о ем , о д н о в р е м ен н о за п о л н я я с о б о й зн а ч и т ел ь н у ю д о л ю п о р о з ­ н ости . И тол ь к о в т ех сл у ч а я х , к о гд а почва н а сы щ ен а и он ом N a', т. е. к о гд а « сш и в а ю щ е е» д е й с т в и е и он ов Са", M g", Н , АГ" о т с у т ­ ств ует, с о р б и р у е м а я в л а га (н а п о с л е д н и х с т а д и я х со р б ц и и , к о гд а п о с л е д н я я п е р е х о д и т у ж е в к ап и л л я р н у ю к о н д ен с а ц и ю ) н а ч и н а ет в н ед р я ть ся м е ж д у эл ем ен т а р н ы м и ч а ст и ц а м и , р а зд в и г а я их. О д ­ н а к о в п р о ц е с с е со р б ц и и в о д я н о го п а р а эт о я в л ен и е в ы р а ж ен о ещ е с л а б о . 4. Зависимость между гигроскопичностью почв и емкостью обмена и влияние обменных катионов на гигроскопичность П о ск о л ь к у со р б ц и я в о д я н о го п а р а п р о и с х о д и т на п о в ер х н о ст и поч в ен н ы х ч асти ц, п о ст о л ь к у п р е д ст а в л я е т ся и н тер есн ы м в ы я с­ нить, су щ ес т в у е т ли к а к а я -н и б у д ь за в и с и м о с т ь м е ж д у ги гр о ск о ­ пичностью почв и ем к ость ю о б м е н а , а т а к ж е с о с т а в о м обм ен н ы х к ати он ов , к отор ы е р а с п о л о ж е н ы т а к ж е на- п о в ер х н о ст и п о ч в ен ­ ны х ч астиц . В п ер в ы е в о п р о с о соот н ош ен и и м е ж д у к о л и ч еств о м с о р б и р о ­ в ан н ой воды и ем к остью о б м е н а бы л и зу ч ен К ел л и , И ен н и и Б р а ­ ун ом (K e lle y , J e n n y , B r o w n , 1 9 3 6 ). К о л л о и д ы почв, бы вш ие о б ъ е к т а м и и х и с с л е д о в а н и я , бы ли н асы щ ен ы к а л ь ц и ем , а к о л и ­ ч еств о с о р б и р о в а н н о й воды о п р е д е л я л о с ь при P / P q= 0,5 в о и з б е ­ ж а н и е к ап и л л я р н ой к о н д ен са ц и и . Р езу л ь т а т ы п р и в ед ен ы в т а б л . 1 2 , о т к у д а в и дн о, что число, м ол ек ул Н гО , п р и х о д я щ и х ся на о д н у о б м ен н у ю точк у, о к а за л о с ь в ес ь м а п остоя н н ы м д л я в сех и с с л е ­ д о в а н н ы х к о л л о и д о в , к о л е б л я с ь в п р е д е л а х 7 ,3 — 9,7. К б о л ь ш о м у с о ж а л е н и ю , авторы не п р и в о д я т х и м и ч еск о го и м и н ер а л о ги ч еск о го со с т а в а к о л л о и д о в , что л и ш а ет в о зм о ж н о с т и с д е л а т ь за к л ю ч ен и е о том , н аск ол ь к о эт о т со ста в в л и я ет на к о ­ л и ч еств о с о р б и р у е м о й воды . П о ст о я н ст в о отн ош ен и я к ол и ч ества с о р б и р о в а н н о й воды к ем к ости о б м е н а гов ор и т, к а за л о с ь бы, ско93 Таблща 12 Соотношение между*количеством сорбированной воды и емкостью обмена для нескольких почвенных коллоидов (по данным Келли, Иенни и Брауна, 1936) Коллоиды почв Сесиль . . Сьерра . . Реддинг. . Реддинг. . Сан-Хоакин Плацентиа Айоло . Айоло . . Сэсквеанна: А . . В . . С . . D . . Е . . Емкость обмена, м-экв. на ЮОг почвы 17 19 35 31 27 25 67 56 30 38 60 62 95 Количество влаги, сорбиро­ ванной при Р/Р„=0,5 и теряе­ Отношение коли­ чества сорбиро­ мой при ISO'’ ванной влаги в миллимолях миллимоли на к емкости обмена в м-экв. 100 г почзы 2.66 148 2,89 5.38 5,01 3.91 3.92 8,98 7,91 161 299 278 217 218 499 439 4,73 263 371 436 9 .7 7 .3 782 8.3 6,68 7,84 9,18 14.18 510 8.7 8.4 8 .5 9 .0 8.1 8 .7 7 .5 7.8 8.2 р ее п роти в ^сколько-н ибудь за м е т н о г о в ли яни я п р и р оды к о л ­ л о и д а на в ел и ч и н у со р б ц и и в оды , п о ск о л ь к у к ол л ои ды , в ер о я тн о , о т л и ч а л и сь д р у г от д р у г а . О д н а к о т а к о й вы вод, к ак мы ув и д и м н и ж е, бы л бы неверн ы м . В д а л ь н е й ш е м в о п р о с о св я зи м е ж д у ги гр оск оп и ч н ость ю почв и ем к о сть ю о б м е н а и зу ч а л ся С. И . А л еш и н ы м (1 9 3 6 , 1 9 3 9 ), К ю ном (K u h n , 1 9 3 2 ). П о д р о б н ы е м а тер и а л ы эт и х и с с л е д о в а т е л е й п р и в ед ен ы в н а ш ей р а б о т е ( Р о д е , 1 9 5 2 ), в си л у ч его мы зд е с ь их н е п о в т о р я ем п ол н ость ю и огр а н и ч и м ся сл е д у ю щ е й н еб о л ь ш о й св о д н о й т а б л и ц е й , в к о тор ой д а н ы п р ед ел ы в а р ь и р о в а н и я по н а ­ б л ю д е н и я м н а зв а н н ы х и с с л е д о в а т е л е й . В с е величины п р ё д с й в л я ю т с о б о й от н о ш ен и е ги гр оск оп и ч н ост и почв при Р /Р ц о к о л о 0 ,5 (что п р и м ер н о с о о т в ет ст в у е т в л а ж н о с т и к о м н а тн о го в о з д у х а ) , в ы р а ж е н н о й в м и л л и м о л я х в оды на 1 0 0 г почвы , к ем к о сти о б ­ м ен а в м и л л и эк в и в а л ен т а х т о ж е н а 1 0 0 г почвы: Миллимоли По данным: от-—до Келли, Иенин и Брауна (разные почвы )......................... 7 .3—9 .7 Алешина (разные почвы ).................... ...................................6.2—8 ,2 Кюна (разные почвы) 6 .9—7 ,9 Абрамовой (разные горизонты глубокого разреза дер­ новоподзолистой лесной почвы)............................. 5—8 .9 ........, Афанасьевой (разные горизонты глубокого разреза тем^ но-серой лесной почвы )....................................................... 5 , 3 - 9 ,6 Афанасьевой (разные горизонты глубокого разреза 5 ,2 -6 ,7 ,::: ; . мощного чернозема) . . . . . . . . 7 Заказ № 405 ■97 К а к в и дн о и з эт и х ц и ф р, у р а зн ы х и с с л е д о в а т е л е й , р а б о т а в ­ ш их с р азн ы м и п оч в ам и , п р ед ел ы к о л е б а н и й у к а за н н о г о о т н о ш е­ ния о к а за л и сь почти оди н ак ов ы м и . В ели ч и н ы т о г о ж е п о р я д к а п ол уч и л М ар т и н (M a r tin , 1959) д л я м он ои он н ы х о б р а зц о в к а о ­ ли н и та. В его оп ы тах н а оди н ион ли ти я при P / P q= 0,5 п р и х о д и ­ л о сь 8 м о л ек у л в оды , н а од и н ион н атр и я ■— 9 м о л ек у л , к ал и я — 7 м ол ек ул , ц ези я — 8 м ол ек ул , м агн и я — 12 м о л ек у л . Т ак и м о б р а з о м , при в о зд у ш н о й ги гр оск оп и ч н ости почвы, и м ею щ и е м и н ер а л ь н у ю часть си а л л и т н о го х а р а к т е р а , с о д е р ж а т 6 — 9 м о л ек у л ги гр оск оп и ч еск ой в л а ги на о д и н одн о в а л ен тн ы й ион или 12— 18 м о л ек у л на д в ув ал ен т н ы й . П е р е й д е м теп ер ь к в о п р о с у о в л и я н и и на ги гр оск оп и ч н ость почв со с т а в а об м ен н ы х кати он ов . К а к мы зн а е м и з главы П , катионы , в ст р еч а ю щ и еся в п о ч в а х в к ач еств е о б м ен н ы х , от л и ч аю тся д р у г от д р у г а св о ей г и д р а т а цион'ной сп о с о б н о с т ь ю . О д н а к о со в р ем ен н а я ф и зи к о -х и м и ч еск а я л и т ер а т у р а н е д а е т н ам т в е р д о у ст а н о в л е н н ы х вели чи н г и д р а ­ т ац и и и онов, а т е в есь м а р а зн о х а р а к т е р н ы е д а н н ы е по эт о м у в о ­ п р о с у , к отор ы е м огут бы ть н ай ден ы , ни в к ак ой м ер е не со о т в ет ­ ств ую т я в л ен и ям , н а б л ю д а е м ы м н а м и в п оч в ах. К р о м е т ого, н у ж н о сч и таться с т ем , что ч и сл а ги д р а т а ц и и и онов, н а й д ен н ы е р азл и ч н ы м и и сс л е д о в а т ел я м и , о т н о ся тся обы ч н о к и он ам , н а х о д я щ и м с я в р а с т в о р е в с в о б о д н о м с о ­ стоя н и и , и н е м огут, кон ечи о, б е зо г о в о р о ч н о п ер ен о си ть ся на ионы , св я за н н ы е с п о в ер х н о ст ь ю к о л л о и д н ы х ч асти ч ек , т. е. в и н ­ т ер есу ю щ ем н а с с л у ч а е — н а об м ен н ы е катионы . В с л е д с т в и е эт о го о ст еп ен и ги д р а т а ц и и о б м ен н ы х к ати он ов , к а за л о сь , м о ж н о бы ло бы су д и т ь по в ел и ч и н е н а б у х а н и я п о ч в ен ­ ны х о б р а зц о в , н асы щ ен н ы х р азл и ч н ы м и к а ти о н а м и . О ч ев и д н о, что эт о т п о д х о д н е м о ж е т д а т ь н ам а б со л ю т н ы х ч и сел г и д р а т а ­ ции об м ен н ы х к ати он ов , а лиш ь от н о си тел ь н ы е величины , х а р а к ­ т ер и зу ю щ и е отн о си тел ь н у ю с п о с о б н о ст ь р а зл и ч н ы х к ати он ов К ги д р а та ц и и . К р о м е т ого, н у ж н о учиты вать, что эт о т п о д х о д о сн о в а н на д о п у щ ен и и , что н а б у х а н и е почвы я в л я ется сл ед с т в и ем г и д р а т а ­ ции обм ен н ы х к ати он ов , в одн ы е о б о л о ч к и к отор ы х, сл и в а я сь м е ж д у со б о й , о т о д в и га ю т поч венн ы е частицы д р у г о т д р у г а на р а сст о я н и е тем б о л ь ш ее, чем б о л ь ш е степ ен ь ги д р а т а ц и и д а н ­ ного к ати он а. О д н а к о эт о ш и р ок о р а с п р о с т р а н е н н о е д о п у щ е н и е о к а зы в а ет ся , к ак мы у в и д и м в г л а в е IV , в ес ь м а у я зв и м ы м в св е т е н ек от ор ы х н ов ей ш и х эк сп ер и м ен т а л ь н ы х д а н н ы х , в си л у чего н у ж н о считать его усл ов н ы м . С эт о й ого в о р к о й п ер ей д е м к р а ссм о т р е н и ю т е х ф а к ти ч еск и х дан н ы х, к отор ы е м о ж н о н ай ти в л и т е р а т у р е но и н тер е су ю щ ем у н а с в о п р о су . Н ек отор ы й ц и ф р о в о й м а т е р и а л , д а ю щ и й от н о си тел ь н ы е в е ­ личины к а ж у щ е й с я г и д р а т а ц и и о б м ен н ы х к а ти о н о в почвы , п о ­ 98 с к о л ь к у о н ей м о ж н о су д и т ь по в ел и чи н е н а б у х а н и я , мы н а х о д и м в р а б о т а х М а т т с о н а . ( 1 9 3 8 ), и А л ь т ен а и К у р м и са (A lte n u n d K u rm ie s, 1 9 3 9 ). П о д р о б н е е па эт и х р а б о т а х мы о ст а н о в и м ся в г л а в е IV , а зд е с ь п р и в е д ем то л ь к о от н оси тел ь н ы е величины ги д р а т а ц и и , к отор ы е у ст а н а в л и в а ю т с я в эт и х р а б о т а х : О тн о си тель н ая ги д р а тац и я К атионы по М аттсону по А л ь т е п у и К у р м и су . 100 101 100 102 178 452 352 (?) 193 490 Са" ...................................... Mg" ..................................... L l ' ........................................ Н ' ........................................ 101 И . Н . А н т и п о в -К а р а т а ев с со т р у д н и к а м и (1 9 3 5 ) получ и л с л е ­ д у ю щ и е величины н а б у х а н и я ч ер н о зе м а , н асы щ ен н ого р а зл и ч ­ ны ми к ати он ам и : Н абухани е, % от пер­ в о н ача л ь­ ного о б ъ ем а Н асы щ аю щ и й ка ти о н Н' 5 ,0 . Са" .................................... Ва" Mg" .................................... К‘ . ЬГ . Na' О тн о си ­ тельн ое н аб у х ан и е 65 7,7 7,7 100 100 121 201 9 ,3 1 5 ,5 2 6 ,8 5 0 ,0 348 650 Б э в ер и У и н тер к ор н ( B a v e r a n d W in terk orri, 1935) п олуч и л и с л е д у ю щ и е величины н а б у х а н и я : В еличина н аб у х ан и я , см “/ г Н асы щ аю щ и й ка ти о н L1- . . . . . . . N a - ...................... К’ .......................... В а " ...................... Са" . . . . . . . . н - .. . . . . . . . . к оллоид П эт н ам к ол л ои д и з б ен то­ нита коллоид У эб эш 4 ,9 7 4 ,0 2 0 ,5 0 0 ,8 5 0 ,9 1 0 ,8 1 1 0 ,7 7 1 1 ,0 8 8 ,5 5 2 ,5 0 2 ,5 0 з , 1о: 3 ,7 3 0 ,5 5 0 ,7 4 0 ,7 9 0 ,9 4 2,20 О тн о с и те л ь н а я в ел и ч и н а н аб у х ан и я ко л л о и д к оллоид П э т н а м . -;из бен то­ н и та 548 442 55 93 100 89 - 430 444 322 100 100 -88 ко л л о и д У эб эш 393 472 70 94 100 . .119, О б о б щ а я в с е эти д ан н ы е, мы в и д и м , что ст еп е н ь к а ж у щ ей с я г и д р а т а ц и и к ати он ов , н а х о д я щ и х с я в о б м ен н о м со сур я н и и , м о ж н о 7* ;-99 о х а р а к т ер и зо в а т ь с л ед у ю щ и м к ач еств ен н ы м р я д о м со с л е д у ю ­ щ им и п р и м ерн ы м и отн оси тел ь н ы м и к оли ч ествен н ы м и п о к а з а ­ телям и : 1л> N a ':» К‘ > M g"> С а"> Н' 4S0- 450 200 1 0 0 -1 2 0 100 100 Д р у г и м и сл о в а м и , од н о в а л ен т н ы е щ елоч н ы е катионы г и д р а ­ ти р ов ан ы в есь м а си л ьн о, зн ач и т ел ь н о си л ь н ее, ч ем д в у в а л ен т н ы е и чем ион в о д о р о д а . В п р е д е л а х р я д а L i'—-N a'— К ’ степ ен ь г и д р а ­ тац и и п а д а е т . К ати он ы м агн и я , к ал ь ц и я и в о д о р о д а м а л о о т л и ­ ч аю тся д р у г от д р у г а по степ ен и ги д р а т а ц и и . П о л о ж е н и е к ати о н а кали я в эт о м р я д у н а и б о л е е и зм енч и в о. О п и р ая сь на э т у к ач еств ен н о -к о л и ч ест в ен н у ю х а р а к т ер и ст и к у к а ж у щ ей с я г и д р а т а ц и и об м ен н ы х к а ти о н о в , р а ссм о т р и м и м е ю ­ щ и еся в л и т е р а т у р е м атер и ал ы по в о п р о с у о вли ян и и со с т а в а п о сл ед н и х на с о р б ц и ю п а р о о б р а зн о й влаги . Т о м а с (T h o m a s, 1928) п р и в о д и т величины со р б ц и и в о д я н о го п а р а д л я д ев я т и почв, н асы щ ав ш и х ся р а зн ы м и к а ти о н а м и . Е сл и вы бр ать величины со р б ц и и д л я Р /Р о = 0,4, т. е. д л я т а к о й в ел и ­ чины P jP o , п р и к о то р о й з а в е д о м о ещ е не п р о и с х о д и т к а п и л л я р ­ н о й к он д ен са ц и и , и со ста в и т ь д л я к а ж д о й почвы р я д в п о р я д к е убы в ан и я величины со р б ц и и , о б о зн а ч и в си м в о л а м и ион ов о б ­ р азц ы почвы , н асы щ ен н ы е эти м и и о н а м и , то п о л у ч и тся к ар ти н а, п р е д с т а в л е н н а я в т а б л . 13. Таблица 13 Сорбция водяного пара почвами, насыщенными разными катионами (по данным Томаса, 1928) Убывающий рлд величин сорбции водяного пара Почва т-1 1170 1170А 1171 1286 1293 1294 1295 1296 . NH4- > Са" Са" > Na‘ > C a">N a’> Ca">Na-> Са" > Н -> Са" > Н- > Са" > Н' > С а - > Н' > С а"> N a - = Mg" Ж Н’ > NH 4 > К' Н- > N H 4' > K ‘ Н' > N H 4 > K ‘ Na > N H /Ж ' Na' > N H / > К' Na- > N H / > К' Na- > N H 4- > K ‘ N a - > N H 4- > K ' Т ак им о б р а з о м , во в се х п оч в ах, к р о м е Т -1, вел и чи н а со р б ц и и н а и б о л ь ш а я у почв, н асы щ ен н ы х к а л ь ц и ем . В с л е д з а ним и и дет и н о гд а почва, н асы щ ен н ая н атр и ем , и н о гд а — п оч в а, н а сы щ ен ­ ная в о д о р о д о м . Н а п о с л е д н е м м ес т е ст о я т почвы, н асы щ ен н ы е N H i' и к ал и ем . : 100 К а к в и ди м , эт о т р я д со в с ем н е п о х о ж н а п р и в еден н ы й вы ш е р я д к а ж у щ е й с я ги д р а т а ц и и . П р и эт о м с л е д у е т за м ет и т ь , что а б ­ со л ю тн ы е р а зн о с т и м е ж д у к о л и ч ест в а м и со р б и р о в а н н о й в л аги н евели к и. Рис. 30. Изотермы сорбции водяного пара глиной, насыщенной различными катионами (по Курону). Б ев ер и Х о р н ер ( B a y e r a n d H o rn er, 1933) д а ю т сл ед у ю щ и й р я д с о р б ц и и в о д я н ы х п ар ов д л я глины П э т н а м , н асы щ ен н о й р а з ­ ными к ати о н а м и , п ри Р / Р о = 0 ,7 5 (н а д 3 0 % -н о й H 2 S O 4) ; Н - > С а • > L i'> M g" > N a > В Г Ж ’. С. Н . А л еш и н (1 9 3 4 ) п ол уч и л с л е д у ю щ и е ряды ; Mg" > Н‘ > Са" > Na' Мощный чернозем ...................... Деградированныйчернозем . Mg" > Н'5> Са" > Na' Подзолистая почва . , . . . Mg" > Н' > Са" 5> Na' Краснозем............................... . Mg" > Н' > Са" > Na‘ П о дан н ы м З у е в а и Р а й о н а ( 1 9 4 3 ), д л я б ен т о н и та м о ж н о д а т ь т а к о й ряд: C a " > (H - + C a " ) > H ‘ > N a . К у р о н (1 9 3 2 с ) т а к ж е и зу ч а л в л и я н и е п р и р о д ы о б м е н н о г о к а ­ т и о н а на с о р б ц и ю в о д я н о го п а р а . Н а р ис. 3 0 п р и в ед ен ы и зо тер м ы 101 со р б ц и и д л я глины Г е б е р с д о р ф , а на рис. 31 — т е ж е и зо т ер м ы в л о г а р и ф м и ч е ск о м в и де. И з э т о г о р и су н к а в и д н о , что на гл и н а х , н асы щ ен н ы х к ал ь ц и ем , м аги й ем И в о д о р о д о м , величины с о р б ц и и в о д я н о г о п а р а р а зл и ч а л и с ь н и ч тож н о м а л о . Н а с ы щ ен и е почвы одн ов ал ен тн ы м и катионам и значительно уменьш ает в ел и ч и н у со р б ц и и при Р /Р о не вы ш е 0 ,7 0 , при чем наим еньш ую вел ичи ну д а е т к али й, н еск о л ь к о б о л ь ш у ю — в о д о р о д , и ещ е б о л ь ­ ш ую — натр ий . П р и в ы сок и х в ел и ч и н а х Р /Р о , н ач и н ая прим ерно' от 0 ,7 и вы ш е и зо т ер м а N a '-глины сеч ет и зотер м ы , со о т в ет ст в у ю ­ щ ие к а ти о н а м Н ‘, Са" и M g", и д а л е е н а и б о л ь ш ей величины д о ­ ст и гает со р б ц и я N a ’-глиной. В р а б о т е А н т и п о в а -К а р а т а е в а с со т р у д н и к а м и (1 9 3 5 ) ч ер н о ­ зе м и сугл и н ок со р б и р о в а л и при Р /Р о = 0 ,6 сл е д у ю щ и е к о л и ч е­ ства влаги: Насыщающий катион Са" Ва" н- . Mg" К’ . Na- . Величина сорбции, мг на 1 г почвы чернозем сзтлинок 68,1 64,4 61,2 60,7 54,3 54,2 29,0 29.6 27.7 20,3 23.7 К ак в и ди м , в ч ер н о зе м е величины со р б ц и и д а л и у б ы в а ю щ и й ряд: Са" > В а " > Н ’ > M g" Ж ’ > N a ’, а в сугл и н к е Н ' > Са" > M g" > N a ‘ Ж ' . В с е п р и в еден н ы е вы ш е р я ды , к ак н е т р у д н о за м ети т ь , н е в п о л н е т о ж д ес т в ен н ы . Н е в д а в а я сь в п о д р о б н о е р а с с м о т р е н и е причин о т су т с т в и я п ол н о й т о ж д е с т в е н н о с т и , отм ети м о д н у ч ер ту , о б щ у ю д л я в се х р я д ов ; во в се х сл у ч а я х п оч ва, н а сы щ ен н а я к а л ь ­ ци ем , со р б и р у е т б о л ь ш е 'в л а г и , н е ж е л и -п о ч в а , н а сы щ ен н а я н а т ­ р ием . И тол ьк о д л я вели чин Р /Р о, п р и б л и ж а ю щ и х с я к 1 ,0 , т. е, д л я о б л а с т и от н оси тел ьн ы х у п р у г о ст ей в о д я н о го п а р а , в к о т о р о й у ж е , н есом н ен н о,, и м еет м есто к а п и л л я р н а я к о н д ен с а ц и я , в ел и ­ чины со р б ц и и в о д я н о го п а р а н ач и н а ю т р а с п о л а г а т ь с я в том п о ­ р я д к е, которы й со о т в ет ст в у е т п р е д п о л а г а е м о й в ел и ч и н е г и д р а ­ тац и и п о гл ощ ен н ы х к ати он ов . С о п о ст а в л ен и е к ал ь ц и я и 'н а т р и я о с о б е н н о и н тер есн о, и бо, с о д н о й стор оны , к альц и й п р и с у т с т в у е т в к ач еств е ,-обм енного к ати он а в о в се х п о ч в а х б е з исклю чения,, а н а т р и й - - в о , м н оги х почвах; ар и д н ы х о б л а с т е й . С д р у г о й с т о ­ 102 , роны , ст еп ен ь ги д р а т а ц и и и он а н атр и я , к о гд а он н а х о д и т с я в п о гл о щ ен н о м со сто я н и и , к а за л о с ь бы , д о л ж н а зн а ч и т ел ь н о п рев ы ш ать степ ен ь г и д р а т а ц и и и он а к ал ьц и я. П о э т о м у к о л и ч е­ ство в оды , с о р б и р у е м о е п оч в ам и , н асы щ ен н ы м и н а тр и ем , д о л ж н о бы ло бы зн а ч и т ел ь н о п р ев ы ш ать к ол и ч ест в о в оды , со р б и р у е м о е Рис. 31. Изотермы сорбции водяного пара глиной, насыщенной различными катионами, в логарифмической форме (по Курону). п оч в ам и , н асы щ ен н ы м и к ал ь ц и ем . Н а с а м о м ж е д е л е д л я в есь м а б о л ь ш о го и н т е р в а л а Р / Р о н а б л ю д а е т с я о б р а т н о е со о т н о ш ен и е, х о т я , к ак мы у ж е гов ор и л и , а б со л ю т н ы е р а зн о с т и н евели к и . Ч ем м о ж н о о б ъ я сн и т ь то о б ст о я т е л ь с т в о , что со р б ц и я в о д я ­ н ого п а р а п оч в ам и , н асы щ ен н ы м и к ал ь ц и ем , п р ев ы ш а ет т а к о в у ю у почв, н асы щ ен н ы х н атр и ем ? Э т о т в о п р о с о б ст о я т е л ь н о бы л и зу ч ен Б е в ер о м и Х о р н е р о м (B a v e r a n d H o r n e r, 1 9 3 3 ), к отор ы е у ст а н о в и л и у ж е п р и в еден н ы й вы ш е ряд; Н ' > Са" > ЬГ > M g" > N a > Ва" Ж ’. 103 Б ол ь ш ую со р б ц и о н н у ю с п о с о б н о ст ь к о л л о и д о в , н асы щ ен н ы х д в у в а л ен т н ы м и к ати он ам и , эт и и с с л е д о в а т е л и о б ъ я с н я ю т т ем , что д в а о д н о в а л ен т н ы х к ати он а за н и м а ю т б о л ь ш е м еста , чем од и н дв ув ал ен т н ы й , в с л е д с т в и е чего в п е р в о м -с л у ч а е д л я воды о ст а ет ся м ен ь ш е м ест а . Ц и ф р о в ы е д а н н ы е, к отор ы м и о п е р и р о ­ в ал и Б ев ер и Х о р н ер , п р и в еден ы в т а б л . 14. Таблица 14 Объемы обменных катионов (по данным Бевера и Хорнера, 1933) Li- Na- 0,45 0,38 0,78 1,99 0,98 3,94 1,38 7,24 14,33 1,00 5,23 Величины Радиус иона в А Объем иона Объем 60 м-экв. (•10-24 смЗ) . Относительный ионов (Н = 1) . . . . см®) ионов . . . объем . ... M g- Ca- 1.33 9,85 0,78 1,99 1,06 4,99 1,45 12,80 25,81 3,62 9,09 23,37 10,38. 25,94 1,75 4,39 11,24 В а- П р и м е ч а н и е . Расчет сделан применительно к глине Пэтнам .(Putnam), обладающей емкостью обмена, равной 60 м-экв. на 100 г, причем объем моно­ валентных катионов рассматривается как цилиндр, образованный двумя иона­ ми, соприкасающимися друг с другом. Н а р ис. 32, за и м с т в о в а н н о м и з стать и эт и х д в у х а в т о р о в , в и дн о, что к ол и ч еств о со р б и р о в а н н о й воды о б н а р у ж и в а е т х о ­ р ош о в ы р а ж е н н у ю л и н ей н ую о б р а т н у ю за в и с и м о с т ь от с у м м а р ­ н ого о б ъ е м а 60 м -экв. ионов.. Д р у г о е о б ъ я с н е н и е м ен ьш ей со р б ц и и в о д я н о го п а р а п оч вой , насы щ ен н ой и он ом н атр и я, по ср ав н ен и ю с п оч вой , н асы щ ен н о й ион ом к ал ь ц и я , за к л ю ч а е т с я в том , что при п р и го то в л ен и и о б ­ р а з ц а почвы , н асы щ ен н ой н атр и ем , в п р о ц е с с е в ы су ш и в а н и я , в сл ед с т в и е п р е д ш е ст в у ю щ е г о си л ьн ого п еп т и зи р у ю щ его д ей ств и я н атр и я н а поч ву, п о сл ед н я я сил ьно ссы х а ет ся , что м о ж е т в ы зв а ть со к р а щ е н и е п о гл о щ а ю щ ей п о в ер х н о ст и . Э то о б ъ я с н е н и е в ы д ви ­ гает К у р о н в от нош ен и и со р б ц и и СОг, к о т о р о е о к а за л о с ь н а и м ен ь ­ ш им т а к ж е в с л у ч а е н асы щ ен и я почвы .щ елочны м и к а ти о н а м и . Мы н е в и ди м причин к том у, чтобы эт о о б ъ я с н е н и е н ел ь зя б ы л о бы п р и л ож и т ь и к со р б ц и и в о д я н о го п а р а . П о д о б н о г о ж е в зг л я д а п р и д е р ж и в а е т с я и В . С. Ш а р о в (1 9 3 9 ). Н а к о н ец , т р еть е о б ъ я с н е н и е о сн о в ы в а ет ся на- н о в ей ш и х д а н ­ ны х о в ел и ч и н е ги д р а т а ц и и и он ов. В ы ш е бы ло п о к а за н о , что п о дан н ы м , п а п р и м е р , Р ем и г и д р а т а ц и я н а тр и я м ен ь ш е, чем г и д р а ­ тац и я к альц и я. П о э т о м у естест в ен н о , что к о л л о и д , н асы щ ен н ы й н атр и ем , с о р б и р у е т м ен ьш е в л а ги , чем к о л л о и д , н асы щ ен н ы й к ал ьц и ем . В с е , что го в о р и л о сь д о си х пор, о тн о си л о сь к вли я н и ю о б м е н ­ ны х к ати он ов на п р о ц е сс со б с т в е н н о со р б ц и и в о д я н о го п а р а . П р и 104 в ы сок и х ж е в ел и ч и н ах Р /Р о , б л и зк и х к 1 ,0 т. е. в том и н тер в а л е, в к о то р о м и м еет м ест о у ж е к а п и л л я р н а я . к о н д ен с а ц и я , к о гд а , с л е д о в а т е л ь н о , в п о ч в е п о я в л я ет ся в л а г а со св о й ст в а м и ж и д к о й в оды , к ар т и н а р езк о м ен я ется . К о л и ч ест в о со р б и р о в а н н о й в о д ы н а ч и н а ет со о т в ет ст в о в а т ь ст еп ен я м к а ж у щ е й с я г и д р а т а ц и и к а ­ т и о н о в , и б о к а п и л л я р н о ск о н д е н си р о в а н н а я в л а га м о ж е т б е с п р е ­ п я тств ен н о св я зы в ат ь ся п огл ощ ен н ы м и к а ти о н а м и в п р о ц е с с е и х Рис. 32. Зависимость количества влаги, сор­ бированной почвенными коллоидами, насы­ щенными различными катионами, от объема обменных катионов (по Бэверу и Хорнеру). ги д р а т а ц и и . В той ж е р а б о т е Б е в ер а и Х о р н е р а мы н а х о д и м и л ­ л ю с т р а ц и ю эт о го п о л о ж е н и я . О н и и зу ч а л и с о р б ц и ю в о д я н о го п а р а н а д 3 0 % -ной сер н ой к и сл отой (Р /Р о = 0 ,7 5 ) и н а д 3 , 3 % -ной (Р /Р о = 0 ,9 8 ). В елич ин ы с о р б ц и и в п р о ц е н т а х от в ес а с у х о г о в ещ еств а д л я глины П э т н а м состав и л и : обменный катион Н- . . . .............................. L 1 - ................................. N a ................................. К ' ......................... M g“ Са" Ва" ....................................... .............................. ............................. При Р/Ро=0,75 При Р/Р„=0,98 18,13 17,13 16,53 12,75 17-08 17,37 16,29 44,76 56,12 49,22 31,12 39,32 40,91 41,95 105 п р и Р /Р о = 0,75 получается ряд И ’ > Са" > ЬГ > M g" > N a ' > Ва" Ж ' , при Р /Р о = 0,9 8 Lf > N a' > Н' > Ва" > С а” > M g“ > К '. Х отя в тор ой р я д во м н огом о т л и ч а ет ся от р я д а к а ж у щ ей с я ги д р а т а ц и и , по в се ж е , о с о б е н н о по п о л о ж ен и ю ли ти я и н атр и я , он стои т г о р а з д о б л и ж е к н ем у , чем первы й р я д. М о ж н о ли и з с к а за н н о г о с д е л а т ь вы вод, что ги д р а т а ц и я о б ­ м енн ы х к ати он ов не и м еет н и к ак ого зн а ч ен и я в я в л ен и я х г и г р о ­ скоп ич ности? М ы п о л а г а ем , что д а т ь н а эт о т в о п р о с у т в ер ди т ел ь н ы й ответ н ел ь зя . А н а л и зи р у я в се п р и в е д ен н о е вы щ е, как, н а п р и м ер , д а н н ы е Т о м а с а (см . т а б л . 13) , З у е в а и Г а п о н а , кривы е со р б ц и и К у р о н а (см . рис. 18 и 19) , и со п о с т а в л я я и х с н ов ей щ и м и в ел и ч и н а м и степ ен и г и д р а т а ц и и ион ов (см . т а б л . 4 ) , м о ж н о зак л ю ч и ть , что при н и зк и х и с р е д н и х зн а ч е н и я х Р /Р о , вп лоть д о величины , р а в ­ ной 0,7, ги гр оск оп и ч н ость п очв, н асы щ ен н ы х р азл и ч н ы м и к а т и о ­ н ам и , в о б щ ем со о т в ет ст в у е т ст еп ен я м г и д р а т а ц и и н а сы щ а ю щ и х кати он ов . Г и гр оск оп и ч н ость почв, н асы щ ен н ы х щ ел о ч н о -зем ел ь н ы м и к а ­ ти он ам и , в с е г д а н еск ол ьк о вы ш е, чем н асы щ ен н ы х щ елоч н ы м и к ати он ам и , что н а х о д и т с я в п ол н ом со г л а си и с так и м ж е с о о т н о ­ ш ен и ем ст еп ен и и сти н н ой ги д р а т а ц и и эт и х д в у х гр уп п к ати он ов . В т о ж е в р е м я в п р е д е л а х группы щ елоч н ы х к а ти о н о в г и гр о ск о ­ пичность почв, н асы щ ен н ы х им и, и зм е н я е т с я т о ж е си м б а т н о со ст еп ен я м и их ги д р а т а ц и и , т. е. п о н и ж а е т с я в р я д у ЬГ — N a — К'. И з , в сего эт о го м о ж н о , к ак н ам к а ж е т с я , с д е л а т ь вы вод, что н ек о т о р а я д о л я ги гр оск оп и ч еск ой сп о с о б н о ст и почв м о ж е т бы ть от н е се н а н а сч ет г и д р а т а ц и и о б м ен н ы х к ати он ов . Н о э т а д о л я , п о -в и д и м о м у , н ев ел и к а, п о т о м у что а б со л ю т н ы е величины с о р б ­ ции в о д я н о го п а р а п оч в ам и , н асы щ ен н ы м и р азл и ч н ы м и к а т и о ­ н ам и , в се ж е в есь м а бл и зк и д р у г к д р у гу . В л и я н и е с о с т а в а об м ен н ы х к ати о н о в на а д с о р б ц и ю в о д я н о г о п а р а п оч вой и зу ч а л о сь О р ч и ст о н о м (O r c h isto n , 1955 и 1 9 5 9 ), к о ­ тор ы й в к а ч еств е о б ъ ек т о в и сс л е д о в а н и я п о л ь зо в а л ся м о н о м и н ер альн ы м и гл и н ам и . Р езу л ь т а т ы о б р а б о т к и и зо т ер м со р б ц и и м он тм о р и л л о н и т о в о й и и л л и тов ой глин, н асы щ ен н ы х р азли ч н ы м и к ати он ам и , по у р а в н е н и ю Б Э Т п о зв о л и л и а в т о р у о б н а р у ж и т ь л и н ей н у ю за в и с и м о с т ь м е ж д у вел и ч и н ой теп л о ты г и д р а т а ц и и и онов в св о б о д н о м состоя н и и и в к ач еств е о б м ен н ы х . И з эт о го в ы тек ает вы вод о т о м , что в н а ч а л ь н ы е м ом ен ты п р о ц е сс а а д с о р б ц и и и м еет м есто св я зы в а н и е в оды о к о л о а к ти в ­ 106 , ны х м ест (о б м е н н ы х к а т и о н о в ). В о д н ы е о б о л о ч к и , р а ст у щ и е о к о л о эт и х м ест, п о т о м сл и в а ю т ся , д а в а я м о н о сл о й с м н о г о с л о й ­ н ы м и ут о л щ ен и я м и н а д активны м и т оч к ам и . Т е п л о т а а д с о р б ц и и н а эт и х р а н н и х с т а д и я х п р о ц е с с а а д с о р б ц и и с л а г а е т с я и з чи стой т еп л о т ы г и д р а т а ц и и о б м ен н ы х к ати он ов , р а б о т ы р а сш и р ен и я р е ­ ш етк и (ес л и он о и м ее т м ес т о ) и, м о ж е т бы ть, р а б о т ы о т р ы в а к а ­ т и о н о в от п о в ер х н о ст и ч асти ц или «в ы тал к и в а н и я » и х и з к а р м а ­ нов п о в ер х н о ст и . К р о м е т о го , в т еп л о т у а д с о р б ц и и н а эт о й с т а д и и в х о д и т эн ер г и я в за и м о д ей с т в и я м о л ек у л в оды , о б р а з у ю ­ щ и х м о н о сл о й , и эн ер г и я в о д о р о д н ы х св я зей , в о зн и к а ю щ и х м е ж д у м о л е к у л а м и в оды и а т о м а м и к и с л о р о д а , в х о д я щ и м и в п о ­ в ер х н о ст ь ч а ст и ц почвы . Д а л ь н е й ш е е п о гл о щ ен и е я в л я ется у ж е к о н д ен с а ц и ей , т еп л от а а д с о р б ц и и п р и б л и ж а е т с я к т е п л о т е о ж и ­ ж е н и я , и п р и р о д а об м ен н ы х к ати он ов п е р е с т а е т ок а зы в а ть с у ­ щ ест в ен н о е в л и я н и е н а п р о ц е с с с о р б ц и и д о т е х п ор, п о к а п о с л е д ­ ний н е б у д е т см ен ен п р о ц е сс о м к а п и л л я р н о й к о н д ен са ц и и . В ц е ­ л о м О р ч и стон (1 9 5 9 ) сч и тает, что со с т а в и св о й ст в а са м и х м и н ер ал ь н ы х ч асти ц почвы о к а зы в а ю т на а д с о р б ц и о н н у ю х а р а к ­ т ер и ст и к у г о р а з д о б о л ь ш ее в л и ян и е, н еж ел и ; со с т а в о б м ен н ы х к ати он ов . И н т ер ес н у ю поп ы тк у о п р е д ел ен и я от н о си тел ь н о й р о л и ги д р а -: т а ц и и о б м ен н ы х к ати он ов в с о р б ц и и в о д я н о г о п а р а п р ед п р и н я л и К и и н а н , М у у н и и В у у д (К ё е п а п , М О опеу a n d W o o d , 1 95Г ). О ни р а б о т а л и с м он ои он н ы м и о б р а з ц а м и к а о л и н и т а и в ы д ел ен н о й из н и х ф р а к ц и ей ч а ст и ц м ен е е 0,5 м к в п оп ер еч н и к е. Р езу л ь т а т ы п р ед ст а в л ен ы в т а б л . 15. О к а за л о с ь , что в сл у ч а е L r -к аол и н и та к ол и ч ество а д с о р б и р о в а н н о й в оды , с о о т в ет ст в у ю щ ее м о н о сл о ю , о д и н а к о в о д л я к аол и н и т а и в ы д ел ен н о й и з н его ф р а к ц и и н е ­ см о т р я н а то, что к ол и ч еств о о б м ен н ы х и он ов ли ти я на 1 м^ во ф р а к ц и и (1 ,7 4 м -экв/м ^) зн а ч и т ел ь н о м ен ьш е, чем в естест в ен н о м к а о л и н и т е (2 ,2 0 м -эк в /м ^ ). И з эт о г о ав тор ы с д е л а л и вы вод, что н ал и ч и е о б м ен н ы х ион ов л и ти я не о к а зы в а ет в ли ян и я на а д с о р б ­ ц и ю воды , и о б ъ я с н я ю т эт о т ем , что ионы л и ти я , о б л а д а я м алы м п о п ер еч н и к ом , в х о д я т ц ел и к ом в т ел о к р и ст а л л а к а о л и н и т а , в р о ­ вень с его п о в ер х н о ст ь ю . П о э т о м у к ол и ч еств о в оды , а д с о р б и р о ­ в а н н о е л и ти й -к ао л И н и то м , м о ж е т сч и тать ся х а р а к т е р и зу ю щ и м а д с о р б ц и о н н у ю с п о с о б н о с т ь са м и х к р и ста л л о в к а о л и н и т а , н е и зм е н е н н у ю в л и я н и ем о б м ен н ы х к ати он ов . Д а л е е у к а зы в а е т с я , что к ол и ч еств о м о л ек у л в о д ы с в я зы в а е­ м о е о д н и м обм ен н ы м и он ом , н е м о ж е т счи таться х а р а к т е р и з у ю ­ щ им ги д р а т н у ю о б о л о ч к у к а т и о н а . О б м ен н ы е катиО ны м о гу т бы ть ч асти чн о «ут оп л ен ы » в т ел е к р и ста л л о в к а о л и н и т а , и их о к о н ч а т е л ь н о е п о л о ж е н и е м о ж е т бы ть р азл и ч н ы м в за в и с и м о с т и от со о т н о ш ен и я сил ги д р а т а ц и и , «в ы та ск и в а ю щ и х » и он и з т ел а к р и с т а л л а , и сил п р и т я ж ен и я , и с х о д я щ и х от п о с л е д н е г о . В з а в и ­ си м о сти от п о л о ж ен и я о б м ен н о г о и о н а и зм е н я е т с я и о б щ а я п о в ер х н о ст ь к р и с т а л л а , и степ ен ь ги д р а т и р о в а н н о с т и и он ов. 107 В о д о р о д н ы й ион, о б л а д а ю щ и й б о л ь ш о й эн е р г и ей ги д р а т а ц и и , ц е ­ л и к ом в ы тя ги в ает ся из р еш етк и к р и ста л л а . Таблица 15 Сорбция парообразной влаги моноионными образцами каолинйта и вы д еленной и з н е го ф р а к ц и и < 0 , 5 м к Удельная Насыщающий поверх­ ИОН и объект ность по сорбции азота, м2/г „Монослой“ воды Обменные ионы X, мг/г м г/м ^ Число молекул воды на один ион о sa4)=? А м-экв/г. >>Л^ is s * - 2х Е Н -| Фр Е Ы-{ Фр Е Na' Фр К’ Е Фр Rb- Е Фр Е CsФр Са" Е 1 Фр Е Sr" Фр Е Ва ■| Фр 18,0 26,1 18,0 26.3 18,6 27.8 18.9 28.9 18.3 28.7 19.5 30.2 17.6 27.6 18.8 28,5 18.9 29.3 П р и м еч ан и е. < 0,5 мк. 5.68 7,60 3,27 4,77 5,20 0,316 0,291 0,182 0,181 0,280 4,54 6,03 4.32 5,88 4,37 5,67 6.69 8,06 5,24 6,42 5,00 6.32 0,240 0,209 0,236 0,205 0,224 0,188 0,380 0,292 0,278 0,225 0,264 0,216 6,10 0,220 0,0388 0,0440 0,0396 0,0457 0,0360 0,0418 0,0417 0,0460 0.0392 0,0415 0,0376 0,452 0,0334 0,0432 0,0318 0,0364 0,0380 0,0413 Е — естественный 2,15 1.69 2,20 1,74 1.93 1.50 2,21 1,59 2,14 1,45 1.93 1.50 1,90 1,56 1.69 1,28 2,01 1,41 каолинит, 3 .5 3.6 О О 3 .0 3.5 О 1,8 2 .4 1.7 1.5 1.5 1.5 1.6 1.6 1.1 11,4 8.5 6,9 5 .0 5.1 4.2 <Ь§ ^ WО1О е(- .■ У 1.5 1,3 10 6 5 Фр — фракция 9,5 10.3 16.5 16.5 10.7 13.6 12.5 14.3 12.7 14.6 13.4 15,9 7 ,9 10,2 10.8 13.3 11.3 13.8 частиц _ И с п о л ь зу я д а н н ы е эт и х т р е х ав то р о в и сч и тая к о л и ч ест в о в л аги , с о р б и р у е м о е л и т и й -к аол и н и том , м ер и л о м с о р б ц и и п о в е р х ­ н ости са м и х к р и ста л л о в к аол и н и т а мы, и с х о д я и з д а н н ы х т а б л . 15, вы числили д о п о л н и т е л ь н о е к ол и ч ество в л аги , с о р б и р у е ­ м о е к аол и н и т ом , н асы щ енн ы м р азн ы м и к ати о н а м и , по с р а в н е ­ нию с к аол и н и т ом , н асы щ ен ны м л и т и ем . Р езу л ь т а т ы п ри в еден ы в т а б л . 16. ' И з д а н н ы х т а б л . 16 в и дн о, что д о л я у ч а ст и я о д н о в а л ен т н ы х к ати он ов в со р б ц и и в л аги д о с т и г а е т 2 0 — 6 0 % , а д о л я д в у в а л е н т ­ н ы х — 3 0 — 100% . В д р у г о й р а б о т е К и и н ан , М у у н и и В у у д а ( 1951) п р и в о д и т ся и н т е р е с н о е .с о п о с т а в л е н и е к ол и ч еств а в л а ги в м о л е к у л я р н о м м о ­ н о сл о е (н а й д е н н о е в р е зу л ь т а т е о б р а б о т к и д а н н ы х по у р а в н е н и ю Б Э Т ) и к ол и ч еств а в л аги со р б и р у е м о г о при Р /Р о = 0 ,2 0 . И з с о п о ­ ст а в л ен и я вели чин м он ои он н ы х о б р а зц о в к а о л и н и т а , в ы д ел е н н о й 108 из н его ф р ак ц и и < 0 , 5 м к и м он тм о р и л л о н и т а (т а б л . 17) н а х о д и м , что о б а р я д а ц и ф р во в се х т р е х сл у ч а я х в есь м а б л и зк и . Э т о г о ­ в ор и т о т ом , что к ак р а з п ри Р /Я о, р а в н о м 0 ,2 0 , за в е р ш а е т с я о б ­ р а зо в а н и е п ер в о го м о л е к у л я р н о г о м о н о сл о я с о р б и р у е м о й влаги . В ели ч и н ы , о т н о ся щ и еся к м о н тм о р и л л о н и т у , ли ш н и й р а з п о д ч е р ­ к и в аю т зн а ч и т ел ь н о б о л ь ш у ю с о р б ц и ю в л аги в т ех случаях^ к о гд а о б ъ е к т н асы щ ен д в у в а л ен т н ы м и к а ти о н а м и (и Н 3О ) по ср а в н ен и ю с одн ов ал ен тн ы м и . Таблица 16 Количество влаги, сорбируемое каолинитом, насыщенным разными катионами, по сравнению с и ‘-каолинитом (в процентах от количества воды, сорбируемой Li-каолинитом) Фракция < 0,5 мк Естественный каолинит насыщающий ион сорбировано воды ЬГ RbCsГ Ва" Na' Sr" 10 0 / 133 134 139 153 159 160 174 205 н- Са" насыщающий ион сорбировано воды Li­ es' 100 119 123 126 128 132 135 159 169 Rb- К’ NaВа" Sr" н- Са" . Таблица 17 Адсорбция влаги гомоионными каолинитом и монтоморриллонитом (мг/х) Естественный каоли­ нит Пиирлесс Каолинит фракция < 0,5 мк Монтмориллонит Насыщающий ион Mg". . . . . . . С а " ...................... Sr" . . . . . . . Ва" . . . . . . . Н 3О - .............. L r .............................. N a - ................. К- ................. R b - ................. С - .................... монослой БЭТ Р/Ро=0,20 6,7 5,2 5,0 5,7 3,3 5,2 4,3 4,3 4,4 6,9 5,8 5,7 5,8 3,7 5,1 4,5 4,5 4,5 монослой БЭТ 8,1 6,4 6,3 7,7 4,8 ■ 6,1 6,0 5,9 5,7 Р /Ро=0,20 8.2 7,0 7,0 7,0 5,2 6.2 6,2 6,2 5,9 моносл'ой БЭТ ■ Р/Р„=0.20 120 120 90 90 100 80 , 125 130 105 95 105 90 — 70 — 50 57 50 62 • 60 Р а сс м о т р ен н ы й м а т е р и а л о влияни и со с т а в а о б м ен н ы х к а т и о ­ нов н а с о р б ц и ю в о д я н о го п а р а п о зв о л я е т оц ен и ть о с о б у ю т оч к у зр ен и я н а п р и р о д у со р б ц и и п а р о о б р а зн о й в л аги п оч в ам и , 109 р а зр а б о т а н н у ю н еск ол ьк и м и н ем ец к и м и и с с л е д о в а т е л я м и (К ю н , Яйерт,: Ф а гел ер , А л ьтен и К у р м и с ). ^ ч Н а и б о л е е р еш и тел ь н о эт а т очк а зр ен и я б ы л а с ф о р м у л и р о в а н а К'юно'М (K iih n , 1 9 3 2 ). К ю н у т в е р ж д а е т , что к о л л о и д н ы е частицы са м и по с е б е со в ер ш ен н о су х и , а м окры тол ь к о о б м ен н ы е каТ1Г0 НЫ4 П очвы , п отер я в ш и е свои о б м ен н ы е ионы , о д н о в р е м ен н о т ер яю т ,и ги гр оск оп и ч н ость. Т ак и м о б р а зо м , по м н ен ию К ю н а , со р б и р о в а н н а я в л а г а у д е р ­ ж и в а ет ся н е п о в ер х н о ст ь ю са м и х ч асти ц , а п р е д с т а в л я е т со б о й ту в л а гу , к о то р а я св я зы в ается об м ен н ы м и к а ти о н а м и в п р о ц е с с е их ги др атац и и . П р и эт о м К ю н, и с х о д я и з величин ги д р а т а ц и и , п ол уч ен н ы х Р ем и , д а е т следую ш ,и е величины отн ош ен и я ем к ости о б м ен а в м -экв. к ги гр оск оп и ч еск ой в л а ж н о с т и в %: С а " ................................ 11,1 Mg" .................................. 8, 3 ............ К’ . . '. . . . . . . 13,9 N a .................... .4 . 6,7 П ер есч и т а в этИ величины в отн о ш ен и и ч и сл а м и л л и м о л ей ги гр оск оп и ч еск ой воды на 1 м -экв. о б м ен н о го к ати о н а п олучи м : Са’ . . . . . . . . ; 5 , 0 M g " .................................. 6, 7 К’ ...................................... 4, 0 Na- . .....................• 8, 3 . Т а к и м о б р а з о м , п о ч ва, н а с ы щ е н н а я н атр и ем , д о л ж н а о б л а д а т ь зн а ч и те л ь н о б о льш ей ги гр о ско п и ч н о стью , чем п о ч ва, н а с ы щ е н н а я к а л ь ц и е м , и п р и это м , о чеви дн о, во всем и н т е р в а л е вел и ч и н Р/РоМ ы у ж е ви д ел и , что это не со о тв етств у е т д ей ств и тел ьн о сти . В м е с т е с тем с л е д у е т Отметить, что п о сл ед н и е циф ры н а х о ­ д я т с я в п р оти в ор еч и и с п р и в еден н ы м и вы ш е соо т н о ш ен и я м и , п о ­ л уч ен н ы м и 'А л еш и н ы м ,, к оторы й д л я почв, н асы щ ен н ы х к ал ь ц и ем И' м агн и ем , п ол уч и л в с р е д н е м 7,5, и д а н н ы м и К ел л и , И ен н и и Б р а у н а , п ол уч ав ш и м и в ср ед н е м 8,4. Б е р е н с (B e h r e n s , 1 9 3 5 ). критическ и р а ссм а т р и в а я р а б о т у К ю н а, о т м е ч а ет , что со в п а д е н и е вы численны х и н а й д ен н ы х в ел и ­ чин м а к си м ал ь н ой ги гр оск оп и ч н ости , я к обы п о д т в е р ж д а ю щ е е пр ав и л ьность точки зр ен и я К ю н а, я в л я ется чи стой сл у ч а й н о ст ь ю . Э т о с л е д у е т из т ого, что К ю н п о л ь зо в а л ся не в ел и ч и н ам и м а к си ­ м ал ьн ой ги гр оск оп и ч н ости , а с о д е р ж а н и е м ги гр о ск о п и ч еск о й в лаги в в о зд у ш н о -с у х о й почве. В с е эти ф акты д о ст а т о ч н о у б ед и т ел ь н о гов ор я т, о том , что точк а зр ен и я н ем ец к и х и с с л е д о в а т е л е й , п р и п и сы в а ю щ а я г и д р а ­ т ац и и об м ен н ы х к ати он ов и ск л ю ч ител ь н ую р оль в со р б ц и и в о д я ­ ного п а р а , н ев ер н а. П о д в о д я итоги в се м у с к а за н н о м у , м о ж н о у т в е р ж д а т ь , что со р б ц и я в о д я н о го п а р а со в е р ш а ет ся п р еи м у щ ест в ен н о н а са м о й ПО п о в ер х н о ст и поч в ен н ы х ч а ст и ц и ли ш ь в н еб о л ь ш о й степ ен и п р е д ­ ст а в л я е т с о б о й г и д р а т а ц и ю о б м ен н ы х к ати он ов . Е с т ест в ен н о п о э т о м у о ж и д а т ь , что в ел и ч и н а М Г д о л ж н а н а ­ х о д и т ь с я в п р я м о й за в и с и м о с т и от величины с у м м а р н о й п о в е р х ­ н ости п очвен ны х части ц; п о с л е д н я я ж е за в и с и т гл авн ы м о б р а зо м ‘Ъ Т 'содёр1кМ йя" н а и б о Ж е^ т о н к и х ч асти ц . Д о к а за т е л ь с т в о м эт о го п о л о ж ен и я м о ж е т сл у ж и т ь рис. 3 3 , н а к о то р о м и з о б р а ж е н а •t о в о 2 9 3 ©4 •f 5 * А Л 6 + 7 ва А9 -Ф-/0 О о <г>* В12 01S Ю 20' 30 Содержание частиц 0.001 мм 40 . Рис. 33. Зависимость величины MF от содержания частиц мельче' 0,001 мм. i — темно-серая почва (Афанасьева), 2 — сильноподзолистая почва (Абрамова), 5 — мощный чернозем (Долгополова), 4 — мощный чернозем (Афанасьева), 5 — темнО-каштановая почва (Усов), ff — светло-каш тановая почва (Усов), 7 — глубокостолбчатьгй солонец (Усов), 5 — светлый серозем (Горбунов), 5 — выщелоченный чернозем (Горбунов), 10 — среднеподзолистая почва (Димо), 11 — чернозем обык­ новенный (Димо), /2 — солонец корковый (Димо), W — краснозем (Димо), 14 — знак, которым отмечены горизонты, богатые гумусом. за в и с и м о с т ь м е ж д у вел и чи н ой М Г и с о д е р ж а н и е м в поч ве ф р а к ­ ц и и м ел ь ч е 0 ,0 0 1 м м д л я н еск ол ь к и х р а з р е з о в почв р а зн ы х типов, д а н н ы е д л я к отор ы х мы за и м с т в о в а л и у р а зн ы х и с с л е д о в а т ел ей . Э т о т гр а ф и к со в ер ш ен н о отчетл и во п о к а зы в а ет , что м е ж д у в ел и ч и н ой М Г и с о д е р ж а н и е м ф р ак ц и и м ел ь ч е 0,001 м м су ш ес т в у ет за в и с и м о с т ь или л и н ей н а я , или в есь м а б л и зк а я к т ак ов ой . В с е р е зк о о т к л о н я ю щ и еся точки, отм еч ен н ы е зн а к о м 14, о т н о ­ ся тся к г о р и зо н т а м , б огат ы м перегноем;^ эт о св и д е т е л ь ст в у ет о т о м , что и о р га н и ч еск и е к ол л ои ды п р и н и м а ю т зн а ч и т ел ь н о е у ч а ст и е в с о зд а н и и п о в ер х н о ст и , на к о тор ой с о р б и р у е т с я в л а га , у в ел и ч и в ая ее. 111 Р о л ь отдел ь н ы х м ех а н и ч еск и х ф р а к ц и й в с о з д а н и и М Г почвы и л л ю ст р и р у ет ся дан н ы м и П . Ф. М ел ь н и к о в а ( 1 9 4 9 ). П о его и с­ сл ед о в а н и я м вел и чи н а М Г р а зн ы х ф р а к ц и й п о к р о в н о й глины из М оск о в ск о й о б л а с т и р ав н я л ась : Размеры частиц, мм 0,01—0,005, 0,005—0,004 0,004—0,003 0,003—0,002 0,002—0,001 0,001—0,0005 <0,001 мг, % 0,4 1Д 1.5 1.9 5,1 25,4 27.6 Т ак им о б р а з о м , б о л е е или м е н е е зн а ч и т ел ь н о й величины М Г д о с т и г а е т лиш ь н ач и н ая с ч аст и ц м ел ь ч е 0 ,0 0 2 м м , т. е., ины ми сл о в а м и , нач и н ая с ч асти ц гл и нн ы х м и н ер а л о в , что, к р о м е и х м а ­ л ого р а зм е р а , м о ж е т в ы зы ваться т а к ж е п л а сти н ч а т о й ф о р м о й их к р и стал л ов . 5. Сущность процесса сорбции водяного пара О зн а к о м и в ш и сь с р азл и ч н ы м и ст о р о н а м и я в л ен и я г и гр о ск о ­ п ичности, о б р а т и м ся т еп ер ь к в о п р о с у о е е су щ н о сти . ? Г лавны м н о си т ел ем ги гр оск оп и ч еск о й сп о с о б н о ст и в п оч в ах я в л я ется н а и б о л е е т о н к а я и х ч асть — и л и ста я ф р а к ц и я , т а к к ак и м ен н о он а о б л а д а е т у д ел ь н о й п о в ер х н о ст ь ю , в о м н о го р а з п р е­ в о с х о д я щ е й у д ел ь н у ю п ов ер х н о ст ь б о л е е к руп н ы х ф р ак ц и й . И л и ­ ст ая ж е ч асть со ст о и т гл авн ы м о б р а з о м и з ч а ст и ц гл и нн ы х м и н е­ р ал ов . ' В 1936 г. К ел л и , И ен н и и Б р а у н (K e lle y , J e n n y a n d B r o w n , 1936) в п ер в ы е у к а за л и , ч то с л е д у е т р а зл и ч а т ь д в е к а тего р и и с о р ­ б и р о в а н н о й влаги: «п л о ск о ст н у ю в о д у » (p la n a r w a t e r ) , с о р б и р о ­ в ан н ую на п л оск ост и S i— О — S i и « в о д у п ор в а н н ы х св я зей » (« b ro k en b o n d w a t e r » ) , к о то р а я с о р б и р у е т с я на б о к о в ы х гр а н я х (р е б р а х ) п л асти н ок гли нн ы х м и н ер а л о в . Б о л е е п о д р о б н о эти в оп р осы р а зб и р а ю т с я в р а б о т а х И . В . П о ­ п ов а (1 9 5 6 ) и И . В . П о п о в а и Г. Г. З у б к о в и ч ( 1 9 6 3 ). П о п о в о т м е ­ ч ает, что б а за л ь н ы е п о в ер х н о ст и гл и н и сты х ч а ст и ц в т е х сл у ч а я х , к о гд а они со с т о я т и з о д н и х и т е х ж е а т о м о в , о б л а д а ю щ и х б о л ь ­ ш ой эл ек т р о о т р и ц а т ел ь н о ст ь ю (н а п р и м ер , у м о н тм о р и л л о н и т а , атом ы к и с л о р о д а ), о б л а д а ю т в заи м н ы м о т та л к и в а ю щ и м д е й с т ­ ви ем за сч ет к у л о н о в ск и х си л. Е сл и п о в ер х н о ст ь со с т о и т и з р а з ­ ны х а т ом ов (н а п р и м ер , в к аол и н и т е — и з а т о м о в к и сл о р о д а и ги др ок си л ь н ы х г р у п п ), то в эт о м сл у ч а е н а б л ю д а е т с я в за и м н о е -п р и т я ж ен и е за сч ет ск л он н ост и а т о м о в к и сл о р о д а и гр уп п О Н о б р а зо в ы в а т ь в о д о р о д н у ю св язь. 112 В о д а и м ее т б о л ь ш у ю д и эл ек т р и ч е ск у ю п о ст о я н н у ю , к о то р а я п о н и ж а е т э л ек т р о с т а т и ч еск о е в за и м о д е й с т в и е м е ж д у гли ни сты м и ч а ст и ц а м и . А том ы к и сл о р о д а , н аходя ш ,и еся на п о в ер х н о ст и , не и м ею т с в о б о д н ы х эл ек т р о в а л е н т н ы х св я зей , но о б л а д а ю т б о л ь ­ ш ой эл ек т р о о т р и ц а т ел ь н о с т ь ю , что о б ес п еч и в а ет с о р б ц и ю в оды з а сч ет в о зн и к н ов ен и я в о д о р о д н ы х св я зей . Д и п о л и в оды , в х о д я ­ щ и е в п ервы й м о н о сл о й , и м ею т о д и н а к о в у ю ор и ен ти р о в к у , что с п о с о б с т в у е т в озн и к н ов ен и ю м н о го сл о й н о й сор б ц и и . Б а за л ь н ы е п о в ер х н о ст и п ак ет ов и гл и ни сты х ч а ст и ц в си л у с в о е г о к р и ст а л л о х и м и ч ес к о го ст р о ен и я д о л ж н ы бы ть эл ек т р о н ей трал ь н ы . Н о б л а г о д а р я и зо м о р ф н о м у за м е щ е н и ю к рем н и я на ал ю м и н и й в т ет р а эд р и ч ес к о й к о о р д и н а ц и и и а л ю м и н и я н а м а г ­ ний в о к т а э д р и ч е ск о й о с в о б о ж д а ю т с я о т р и ц а тел ь н ы е за р я д ы — по о д н о м у н а к а ж д ы й за м е щ а ю щ и й ат ом . Ч и сл о за м е щ е н н ы х а т о м о в н е в ел и к о, в си л у ч его р а сст о я н и я м е ж д у ни м и вел и к и, о н и п р ев ы ш аю т р а зм ер ы ион ов и р а сст о я н и я д ей с т в и я в ал ен тн ы х св я зей . Э ти ак ти в н ы е т о ч к и —^ зам ещ ен н ы е атом ы — я в л я ю т ся т о ч ­ к а м и за к р еп л ен и я о б м ен н ы х кати он ов .' Е сл и кати он ы о д н о в а ­ л ен тн ы е, то з а р я д н е й т р а л и зу ет ся и в д а л ь н е й ш е м н а эт о й точ к е м о ж е т п р о и с х о д и т ь тол ь к о а д с о р б ц и я воды з а сч ет в о д о р о д н о й св я зи . Е сл и об м ен н ы е катион ы м н огов ал ен тн ы , то акти вн ы е точки м ен я ю т зн а к з а р я д а . П р и эт о м о д и н к ати он м о ж е т св я за т ь ся с п о в ер х н о ст я м и д в у х п а к ет о в , к ак бы «сш и в а я » и х м е ж д у со б о й и р езк о сн и ж а я н а б у х а е м о с т ь систем ы . С в о б о д н ы е за р я д ы в о зн и к а ю т т а к ж е н а п о в ер х н о ст я х ск а л ы ­ в а н и я гл и н и сты х ч асти ц , г д е п о я в л я ю тся атом ы к р ем н и я , а л ю м и ­ ния, м агн и я , к и сл о р о д а . И з с к а з а н н о г о в и д н о, что м ол ек ул ы в оды , а д с о р б и р у е м ы е гл и ­ ни сты м и ч а ст и ц а м и , м о гу т св я зы в а т ься с п о в ер х н о ст ь ю п о с л е д н и х д в о я к о : л и б о ч е р е з ионы к и с л о р о д а , с п ом ощ ь ю в о д о р о д н ы х св я ­ зей , л и б о ч е р е з о б м ен н ы е к атионы . В п ер в ом с л у ч а е со р б ц и я м о ­ ж е т бы ть м н о го сл о й н о й з а еч ет •* ор и ен ти р о в а н и я д и п о л е й воды . О ц ен и в а я в ц ел о м в с е то, что н ам и зв ест н о по в о п р о с у о м е х а ­ н и зм е со р б ц и и и о п р и р о д е сил, л е ж а щ и х в е е 'о с н о в е , п р и м ен и ­ тел ь н о к со р б ц и и в о д я н о го п а р а п о ч в о й ,.п р и х о д и т ся п р и зн а ть , что н аш и зн а н и я в эт о й о б л а с т и е щ е в е с ь м а н ед оста т о ч н ы н есовер ­ ш енны . С о в о к у п н о сть ф а к ти ч еск и х д а н н ы х , н а и б о л е е и н тер есн ы е и з к отор ы х бы ли и зл о ж е н ы вы ш е, с о д н о й стор он ы , и с о в о к у п ­ н ость о б щ и х п р е д ст а в л е н и й о п р о ц е с с а х со р б ц и и , с д р у г о й , п о ­ зв о л я ю т н а р и с о в а т ь с л е д у ю щ у ю п р е д п о л о ж и т ел ь н у ю к ар ти н у п р о ц е с с а со р б ц и и в о д я н о го п а р а почвой. У ж е при са м ы х м и н и м ал ь н ы х зн а ч е н и я х отн о си тел ь н о й у п р у ­ гости в о д я н о го п а р а , и зм е р я ем ы х , в ер о я т н о , в ел и ч и н а м и п о р я д к а / д е с я т ы х д о л е й п р о ц ен т а , н а ч и н а ет ся о б р а з о в а н и & ^ о н о м о л е к у -_ / л я р н о го сл оя со р б и р о в а н н о й воды . О б р а зо в а н и е 'э т о г о ^ с л о я J 8 Заказ № 405 113 / п р о и с х о д и т з а счет в о д о р о д н ы х св я зей , о б у сл о в л ен н ы х а т о м а м и / к и сл о р о д а . Э ти силы , в и д и м о, в есь м а велик и. О б эт о м св и д е т е л ь ст в у ет бы стры й п о д ъ е м н ач ал ь н ы х у ч а ст к о в к ривы х со р б ц и и н а р ис. 2 0 , которы й у к а зы в а ет на т о, что м о н ом о л ек у л я р н ы й сл о й с о р б и р о ­ в а н н о й в л аги о б р а з у е т с я при в есь м а м а л о й в ел и ч и н е Р /Р о , и с л ед о в а т ел ь н о , н а в есь м а б о л ь ш у ю п р оч н ость св я зи м о л ек у л э т о го сл оя . В п р о ч ем , У о д св о р т (W a d sw o r th , 1944) сч и тает, что в ел и чи н а Р /Р о , при к отор ой за к а н ч и в а ет ся о б р а з о в а н и е м о н о ­ м о л е к у л я р н о г о сл оя , р ав н а 0,18. П о м ер е д а л ь н е й ш е г о в о зр а ст а н и я Р /Р о д о величины , р авн ой п р и м ер н о 0 ,4 0 , т. е. в п р е д е л а х д ей с т в и я у р а в н е н и я Ф р ей н д л и х а , и д ет о б р а з о в а н и е у ж е м н о го м о л е к у л я р н о й в о д н о й о б о л о ч к и . Э тот п р о ц е сс п р о и с х о д и т сн а ч а л а п р еи м у щ ест в ен н о з а сч ет д ей ств и я сил п р и т я ж ен и я , и с х о д я щ и х от п оч вен н ы х ч асти ц , отч асти ж е за счет сил п р и т я ж ен и я , и с х о д я щ и х от в н еш н его сл о я с о р б и р о в а н ­ ны х д и п о л е й в оды . П о м е р е ув ел и ч ен и я Р /Р о и с в я за н н о г о с эти м ув ел и ч ен и я толщ и ны со р б и р о в а н н о г о сл о я в л аги о т н о си тел ь н а я роль сил п ер в ой к атегор и и с л а б е е т , и к о гд а Р /Р о д е л а е т с я равны м ' 0,40, и х д ей с т в и е , по н а ш е м у п р е д п о л о ж е н и ю , с х о д и т на нет. С о р б ­ ция п о с л е д у ю щ и х сл о ев в од н ы х м о л ек у л и д ет у ж е и ск л ю ч и тел ь н о з а сч ет п р и т я ж ен и я со стор он ы р а н е е со р б и р о в а н н ы х д и п о л ей воды , п одч и н я я сь при эт о м у р а в н е н и ю С п ер а н ск о го . Э т о т п р о ц есс п р о д о л ж а е т с я , п о всей верЬятносТи, д о к он ц а, т. е. д о д о с т и ж е н и я от н ош ен и ем Р /Р о величины , р а в н о й 1,0. О д н а к о на, п о сл ед н и х ст а ­ д и я х , н ач и н ая с вели чи н Р /Р о , р авн ы х в ср ед н е м п р и м ер н о 0 ,8 0 , п р о ц е сс со р б ц и и п ер ес т а е т п одч и н я ть ся у р а в н е н и ю С п ер а н ск о г о и в л а га н ач и н ает с о р б и р о в а т ь ся в к о л и ч ест в е б о л ь ш ем , чем с л е ­ д у е т п о эт о м у у р а в н ен и ю , о ч ем св и д е т е л ь ст в у ю т кривы е на ‘рис. 2 2 , за г и б а ю щ и е с я к в ер ху. Э т о д о п о л н и т ел ь н о е п о гл о щ ен и е ' о б я з а н о св ои м п р о и с х о ж д е н и е м яв л ен и ю к ап и л л я р н о й к о н д ен ­ сац и и , п р и р о д а к о т о р о го .в о б щ ей ф о р м е б ы л а н ам и р а ссм о т р е н а вы ш е. ■ • • Г Л а В а IV X ^ * СВЯЗАННАЯ ВЛАГА В ПОЧВЕ СОРБЦИЯ ЖИДКОЙ ВЛАГИ Г в п р е д ы д у щ е й г л а в е мы п озн а к о м и л и сь с ги гр оск оп и ч н ость ю / почвы , т. е. с ее с п о с о б н о ст ь ю п о гл о щ а т ь в л а гу , с о д е р ж а щ у ю с я ' в а т м о с ф е р е в в и д е водяно.Ео_п,ара. Э т а в л а г а о б р а з у е т на п ов ер х) н ости п оч в ен щ ьй с'^ ст и ц сл ой , у д е р ж и в а е м ы й бол ь ш и м и си л ам и . С о д е р ж а н и е ги гр оск опи ч е№ ой-'В Л ати ' у в ел и ч и в а е т с я с ув ел и ч е^ н ием отн о си тел ь н о й в л а ж н о с т и в о з д у х а в п л о т ь д о д о с т и ж е н и я Vп о сл ед н е й 100% . 114 С п р а ш и в а ет ся : за к а н ч и в а ет ся ли на эт о м п р о ц е с с е св я зы в а ­ н ия воды почвой? О к а зы в а ет ся , ч то нет. П р и х о д я в с о п р и к о сн о в е­ н и е с ж и д к о й в о д о й п очв ен н ы е ч астиц ы , д а ж е н а сы щ ен н ы е в л а ­ го й д о величины м а к с и м ^ ь н о ^ ги гр о ск о п и ч н о сти, о к а зы в а ю тся с п о с о б н ы м и п р и тя ги в ать ^к’с ё б е Т ю в ы е п орци и "в6 дБг;-~из к отор ы х с о з д а ю т с я в о к р у г ч а ст и ц новы е сл о и св я за н н о й в оды . Э м е р с о н (E m e r s o n , 1962) у к а зы в а ет , что по его д а н н ы м С а -м о н т м о р и л л о нит п о г л о щ а ет и з ж и д к о й в оды в 5 р а з б о л ь ш е в л а ги , чем и з п а ­ р о о б р а з н о й д а ж е при Р /Р о = 1 ,0 . Э т а в о д а , к ак б у д е т п о к а за н о н и ж е , у д е р ж и в а е т с я си л а м и зн а ч и т ел ь н о ’ м ен ьш и м и , ч ем в о д а ги гр о ск о п и ч еск а я , и по св ои м св о й ст в а м м ен ь ш е о т л и ч а ет ся от об ы к н о в ен н о й ж и д к о й в оды , чем п о сл ед н я я . П о э т о м у о н а и м е­ н у ет ся , по п р е д л о ж е н и ю ,Д у м а н с к о г о , в о д о ж р ы хл о св я за н н о й . В н а ст о я щ е й гл а в е мы д о л ж н ы п о зн а к о м и т ь ся с о ’ свШ стгвами с в я за н н о й воды (ч асть ю к о тор ой я в л я ется в о д а ги гр о ск о п и ч е­ с к а я ) в ц ел о м и с тем и р а зл и ч и я м и , к отор ы е и м ею т ся м е ж д у в о ­ д о й п р оч н о и. р ы хл о св я зан н ой ;. З д е с ь мы сн о в а ст о л к н ем ся с той п р и н ц и п и ал ьн ой т р у д н о ст ь ю , к о т о р а я за к л ю ч а е т с я в отсутств и и ч ет к и х гр а н и ц м е ж д у р азн ы м и к а тего р и я м и воды . С эт о й т р у д н о ст ь ю мы в ст р ети л и сь в п ер в ы е при р а с с м о т р е ­ нии в о п р о с а о со р б ц и и п очвой в о д я н о г о п а р а , к о н ст а ти р у я , что в св о ем за к л ю ч и т ел ь н о м зв е н е эт о т п р о ц е с с с о п р о в о ж д а е т с я к а ­ п и л л я р н о й к о н д ен с а д и ей ... Т оч н о к ол и ч ест в ен н о р а сч л ен и ть эти д в а я в л е н и я 'в той о б л а с т и , г д е к а п и л л я р н а я , к о н д ен с а д и я н а л а ­ г а е т с я на со р б ц и ю , п о к а jHMiSJL--С т а к о й ж е т р у д н о ст ь ю мы ст о л к н ем ся н и ж е. Р ы х л о с в я з а н ­ ная- -вода со в ер ш ен н о н е за м е т н о п е р е х о д и т в п оч вен н ы х по-рахв в о д у св о б о д н у ю , т. е. у д е р ж и в а е м у ю в п о ч в е .р а а н о с т я м п о в е р х ­ ностн ы х д а в л е н и й , со з д а в а е м ы м и п о в ер х н о ст я м и р а з д е л а в о д а в о з д у х р а зл и ч н о й кривизны . В м е с т е с т ем , к ак б у д е т п о к а за н о н и ж е , с о д е р ж а н и е в п оч в е св я за н н о й воды п р е д ст а в л я е т со б о й в ел и ч и н у , о б л а д а ю щ у ю зн а ч и т ел ь н о й и зм ен ч и в ость ю . В с л е д с т в и е эт о г о , а т а к ж е в св я зи с у п о м и н а в ш и м ся вы ш е м и к р од и ск р етн ы м х а р а к т е р о м п оч в ен н ой п ор и стости п р е д с т а в л я е т с я в есь м а з а т р у д ­ ни тельн ы м р а згр а н и ч и т ь в л и я н и е к ап и л л я р н ы х (м ен и сж овы х)..си л ,и си л со р б ц и о н н ы х . П о э т о м у н е у д и в и т е л ь н о , что в у ч ен и и о п о в е­ д е н и и п оч вен ной в л аги мы н а х о д и м р езк о р азл и ч н ы е, почти в з а ­ и м н о и ск л ю ч а ю щ и е о д н а д р у г у ю , точки зр ен и я н а п р и р о д у я в л е ­ ний, л е ж а щ и х в о сн о в е п о в ед е н и я в л аги в п оч в е в о б л а с т и в л а ж ­ н о ст ей , п р ев ы ш аю щ и х м а к си м а л ь н у ю ги гр оск оп и ч н ость . В н а с т о я щ е е в р ем я в се эт и м н огоч и сл ен н ы е точк и зр ен и я м о ­ гут бы ть св ед ен ы к д в у м . П е р в а я и з н их, н а и б о л е е я р ки м и т а ­ лантливы м а п о л о г ет о м к отор ой бы л А . Ф. Л е б е д е в , гл а в н о е м ес т о о т в о д и т сор бц и он н ы м си л а м , о б ъ я с н я я по п р еи м у щ ест в у д е й с т в и е м эт и х сил — о с о б е н н о в п о ч в а х и гр у н т а х су г л и н и ст о го и гл и н и стого м ех а н и ч ес к о го с о с т а в а — р а зл и ч н ы е я в л ен и я п е р е ­ д в и ж е н и я и у д е р ж а н и я в л аги в почве. 8* 115 ' В т о р а я точк а зр ен и я о т в од и т сор б ц и о н н ы м си л а м в т о р о ст еп е н ­ н о е м есто, в ы дви гая на первы й п л а н силы к ап и л л я р н ы е. Н а и б о ­ л е е п о сл ед о в а т ел ь н ы м и у б е ж д е н н ы м сто р о н н и к о м эт о й точки зр ен и я з а п о с л е д н е е в р ем я бы л С. И . Д о л г о в . М ы со св оей стор оны п о л а г а е м , что ни т а , ни д р у г а я точк а зр ен и я в св о ем чи стом , т а к ск а за т ь , в и д е, н е о т в еч а ет д е й с т в и ­ т ел ь н о сти и что п р а в и л ь н о е р еш ен и е в о п р о с а в о б щ ем сл у ч а е н у ­ ж н о и ск ать в и х соч етан и и . К р о м е то го , н ам к а ж е т с я , что дан н ы й в о п р о с н е и м еет у н и в ер са л ь н о г о р еш ен и я , а д о л ж е н р еш а ть ся пор а з н о м у в за в и с и м о с т и о т м ех а н и ч ес к о го и а гр ега т н о го со с т а в а почвы или гр ун та. Н и ж е мы п о с т а р а е м с я п р и в ести д о к а з а т е л ь ­ ств а в п о л ь зу эт и х в згл я д о в . 1. Исследования Лебедева и критика его взглядов О бш и рны й Материал по в о п р о с у о нали чи и в п оч в е св я за н н о й в оды и е е зн а ч ен и и во в се х я в л ен и я х у д е р ж а н и я и п е р ед в и ж е н и я в л аги в п оч в е мы н а х о д и м у т а л а н т л и в е й ш е го п о ч в о в е д а -г и д р о л о г а А . Ф. Л е б е д е в а , р а боты к о то р о го (1 9 1 2 , 1913, 1919, 1927, 1929, 1930, 1936) со ст а в и л и , н есо м н ен н о , э п о х у в р а зв и ти и н а ш и х зн а н и й в о б л а с т и п оч в ен н ой г и д р о л о ги и , х о т я в н а с т о я щ е е в р ем я мы м о ж е м со г л а си т ь ся д а л е к о н е со в сем и его в зг л я д а м и . У стан ов и в , что от н о си т ел ь н а я в л а ж н о с т ь п оч в ен н ого в о з д у х а р а в н а 1 0 0 % в т е х сл у ч а я х , к о гд а в л а ж н о с т ь почвы п р ев ы ш ает ее м а к си м а л ь н у ю ги гр оск оп и ч н ость ( 1 9 1 3 ) , Л е б е д е в п ер еш ел к в о ­ п р о с у о том , м о ж е т ли , и есл и м о ж е т , то в к ак ой ф о р м е, п е р е д в и ­ гат ь ся в л а га в п очве, есл и в л а ж н о с т ь п о сл ед н е й н е п рев ы ш ает м ак си м а л ь н о й ги гр оск оп и ч н ости . Э т о т в о п р о с бы л р еш ен им п утем л а б о р а т о р н ы х опы тов. О к он чательны й в ы в од Л е б е д е в а и з эт и х опы тов бы л с л е д у ю ­ щ им : « . . . в п оч в ах, в л а ж н о с т ь котор ы х н и ж е м а к си м а л ь н о й их ги гр оск оп и ч н ости , в о д а м о ж е т п ер ед в и га т ь ся то л ь к о в п а р о о б ­ р а зн о й ф о р м е; п е р е д в и ж е н и е ж е в оды п о д в л и я н и ем м о л е к у л я р ­ ны х сил в о з м о ж н о ли ш ь с т ого м о м ен т а , к о гд а в л а ж н о с т ь почвы ст а н о в и тся вы ш е м а к си м а л ь н о й ги гр о ск о п и ч н о ст и » (1 9 1 9 , стр. 5 5 ) . В эт о м в ы в од е у ж е и м еется у к а з а н и е и на то, п о д в л и я н и ем к ак и х си л с о в е р ш а ет ся п е р е д в и ж е н и е в л аги при в л а ж н о с т я х , п р ев ы ш а ю щ и х м а к си м а л ь н у ю ги гр оск оп и ч н ость . Л е б е д е в сч и ­ т ает, что эт о п е р е д в и ж е н и е д о и зв естн о го п р е д е л а д о л ж н о с о в е р ­ ш ать ся п о д в л и я н и ем м о л ек у л я р н ы х си л. В д а л ь н ей ш ем он и з л а ­ га е т св ою т очк у зр ен и я б о л е е п о д р о б н о (1 9 1 9 , стр. 5 0 ) . О н о с н о ­ в ы в ается на в зг л я д е Р одевальда, которы й сч и тал, что ги гр оск оп и ч еск ая в л а г а о б р а з у е т на п о в ер х н о ст и поч вен н ы х ч асТ-иц сл ой т ол щ и н ой в о д н у м о л ек у л у . П р и в л а ж н о с т и почвы , р а в ­ ной м ак си м а л ь н о й ги гр оск оп и ч н ости , такой' м о н о м о л ек у л я р н ы й сл о й п ок р ы в ает п ов ер х н о ст ь в сей частицы . И з св о и х опы тов Л е б е - 116 д ев п р и ш ел к в ы в оду, о т о м , что « . . . м а к си м а л ь н а я ги гр о ск о п и ч ­ н ость есть т от н и зш и й п р е д е л в л а ж н о с т и , при к о то р о м д е л а е т с я н ев о зм о ж н ы м п е р е д в и ж е н и е воды п о д в л и я н и ем м о л ек у л я р н ы х сил ( 1 9 1 9 , стр . 5 8 ) . « Г д е ж е б у д е т со о т в ет ст в у ю щ и й вы сш ий п р е д е л в л а ж н о с т и , / т. е. тот, г д е д в и ж е н и е в о д ы п о д в л и я н и ем м о л ек у л я р н ы х си л Д 0 Л7''' ж н о п р е к р а щ а т ь с я б л а г о д а р я и зб ы т к у в л аги ?» — т а к о й в о п р о с ста в и т Л е б е д е в се й ч а с ж е в с л е д з а ц и ти р ов ан н ы м тол ь к о ч то в ы в о д о м . О тв еч ая на н его, Л е б е д е в говор ит: « О ч ев и д н о , что э т о т п р е д ел д о л ж е н со о т в ет ст в о в а т ь т о м у со ст о я н и ю в л а ж н о с т и п очвы , j при к о то р о м п р е к р а щ а ет ся д е й с т в и е м о л ек у л я р н ы х сил м е ж д у / ч а ст и ц а м и в оды и почвы , д р у г и м и сл о в а м и — э т о т п р е д е л д о л - / ж е н о п р е д ел и т ь с я м а к си м а л ь н о й см а ч и в а ем о ст ь ю почвы . Д а ж е н и ч тож н ы й и збы т ок в оды с в е р х тол ьк о что у к а за н н о г о п р е д е л а н е м о ж е т бы ть у д е р ж а н п оч вой , и т а к а я в о д а д о л ж н а п а д а т ь , п о д ч и н я я сь си л е т я ж е с т и » (1 9 1 9 , стр. 5 9 ) . « М о ж н о п р е д п о л а га т ь , — п и ш ет д а л е е Л е б е д е в , — что в о д а , у д е р ж и в а е м а я ч а ст и ц а м и почвы , и м еет в есь м а р езк у ю гр а н и ц у , т. е. что д е й с т в и е м о л ек у л я р н ы х сил, к ак бы в д р у г о б р ы в а я с ь в о д н о м н ап р а в л ен и и , с ч р езв ы ч ай н ой бы ст р о т о й в о з р а с т а е т в п р о т и в о п о л о ж н о м н а п р а в л е н и и . . . » (1 9 1 9 , стр! 6 1 ) . Д л я о п р е д ел ен и я к ол и ч ест в а в л а ги , у д е р ж и в а е м о г о п оч в ой при е е « м а к си м а л ь н о м см ач и в ан и и », Л е б е д е в п р е д л о ж и л н е ­ ск ол ь к о м ет о д о в . П ер в ы м -и сам ы м естеств ен н ы м я в л я ется м е т о д «в ы сок и х к ол он н ». Е го п рин ци п о с н о в а н на с л е д у ю щ е м . Е сл и в зя ть в ы сок ую к о ­ л о н н у почвы и см оч ить е е с в е р х у избы точны м к о л и ч ест в о м воды,^ д о ст а то ч н ы м д л я е е ск в о зн о г о п р ом ач и в ан и я , то, п о сл е т о го к ак и зб ы то к в о д ы стечет, в тв ерхн ей ч асти колонны о ст а н ет ся только' т а в л а г а , к о т о р а я у д е р ж и в а е т с я на п о в ер х н о ст и ч а ст и ц си л а м и м о л е к у л я р н о г о п р и т я ж ен и я . К о л о н н а д о л ж н а бы ть д о ст а т о ч н о й вы соты , т а к к ак в п р от и в н ом с л у ч а е в н и ж н ей е е ч асти , н а д г р а ­ ни ц ей р а з д е л а гр у н т — в о з д у х , н а к а п л и в а ет ся к а п и л л я р н о п о д в е ­ ш ен н ая в о д а и в л а ж н о с т ь эт о й зон ы о к а зы в а е т с я зн а ч и т ел ь н о б о л е е в ы сокой, н е ж е л и в л а ж н о с т ь , со о т в ет ст в у ю щ а я м а к си м а л ь ­ н о м у см ач и в ан и ю . Н и ж е б у д е т п о к а за н о , что п рин ц и п , полол<енны й в о с н о в у м е­ т о д а «в ы сок и х к ол он н », м о ж е т о сп а р и в а т ь ся , так к ак в эт и х у с л о ­ в и я х (т. е. в в ер х н и х ч а ст я х в ы со к и х к ол он н ) не вся в л а г а н ец оср ед с т в е н н о у д е р ж и в а е т с я си л а м и м о л е к у л я р н о г о п р и т я ж е н и я , а в ее у д е р ж а н и и м огут п р и н и м ать у ч а ст и е и силы м ен и ск о в ы е. Д р у г о й м е т о д о п р е д ел ен и я к ол и ч еств а в о д ы , с о о т в ет ст в у ю ­ щ его м а к си м а л ь н о й см а ч и в а ем о ст и почв, за к л ю ч а е т с я в т о м , ч то н а в ес к у и збы т оч н о у в л а ж н е н н о й почвы п о м ещ а ю т в с и л о в о е п о л е , зн а ч и т ел ь н о п р е в о с х о д я щ е е п о л е зе м н о г о тяготен и я . Э т о м о ж е т бы ть д о ст и г н у т о при п о м о щ и ц ен т р и ф уги . В п ер в ы е п р и м е н ен и е эт о го м е т о д а бы ло о п и са н о Л е б е д е в ы м ещ е в 1919 г. (1 9 1 9 , 117 стр . 6 1) . П р и эт о м им п р и м ен я л а сь ц ен т р и ф у га , с о з д а в а в ш а я у ск о р ен и е , р а в н о е 40 0 ;д . В д а л ь н е й ш е м им бы ла ск о н ст р у и р о в а н а ц ен т р и ф у га , к о то р а я м огл а д а в а т ь у ск о р ен и е , п р ев ы ш а ю щ ее у с к о р е н и е силы т я ж е с т и в 70 0 0 0 р а з. О п и са н и ю эт о й ц ен т р и ­ ф у ги и п ол уч ен н ы х с е е п ом ощ ь ю р езу л ь т а т о в п о св я щ ен а о с о ­ б а я р а б о т а Л е б е д е в а (1 9 2 7 ). , В эт о й р а б о т е есть т а б л и ц а , к о то р а я и я в л я ется о б о сн о в а н и е м д а н н о г о м ет о д а . М ы в о сп р о и зв о д и м е е в т а б л . 18. С йм Л е б е д е в и з эт и х да н н ы х д е л а е т тот вы вод, что; к о гд а си л а ц ен т р и ф у ги « ...д о с т и г а е т 1 8 О О О т о д а л ь н е й ш е е ее у в ел и ч ен и е д о 70 0 0 0 g н е с о п р о в о ж д а е т с я д а л ь н ей ш и м у м ен ь ш ен и ем в л а ж н о с т и почвы (н е б о л ь ш о е у м ен ь ш ен и е о б я з а н о , н есо м н ен н о , б о л ь ш о м у вы сы ­ х а н и ю почвы при б о л е е бы стр ом в р а щ ен и и ц е н т р и ф у г и ). Э ти н а ­ б л ю д е н и я п ок азы в аю т: 1 ) что си л а в 18 0 0 0 — 2 0 0 0 0 g у ж е д о с т а ­ т оч н а, чтобы у д а л и т ь гр а в и т а ц и о н н у ю в о д у и з са м ы х т он к и х к а ­ п и л л я р ов гл и н и стой почвы И:: , 2 ) что п л ен о ч н а я в о д а н е м о ж е т •быть о т о р в а н а от п очвен ны х ч асти ц д а ж е при 70 ООО .g-. Т ак и м о б ­ р а з о м , наш в з г л я д . . . , что п л ен оч н а я в о д а у д е р ж и в а е т с я почвой с к о л о с са л ь н о й си л ой и и м еет в есь м а р е зк у ю гр а н и ц у , т. е. что д е й с т в и е м ол ек ул я р н ы х си л , к ак бы в д р у г о б р ы в а я сь в о д н о м н а ­ п р ав л ен и и , д о л ж н о с ч р езв ы ч ай ной б ы стр о то й в о зр а ст а т ь в п р о ­ т и в о п о л о ж н о м н а п р а в л ен и и , — н а ш ел д а л ь н е й ш е е , э к с п ер и м ен ­ т а л ь н о е ;п о д т в ер ж д е н и е . В с а м о м д е л е , си л а , р а в н а я 1 g (м е т о д вы сок и х к о л о н н ), р ав н о к ак и 7 0 0 0 0 g , о ст а в л я е т в ц оч в е о д н о и то ж е кол и ч ество п л ен оч н ой в оды » (1 9 2 7 , стр. 12— 13) . Таблица 18 Соотношение между ускорением g и влажностью почвы ( % ) после центри^гирования (данные Лебедева) № почвы Ускоре(ше, создаваемое центрифугой (число 400 1 2 3 4 5 (5 . 7 118 g) Название почв Неизвестная . . . 54,1 Гуару-Кингу-Рив е р ..................... 50,8 Иловатый сугли: нок Сасквеган-. на . . . . . 41,2 Глина Хоустои . 40,5 Иловатый сугли­ нок Декатур . . 31,1 Пылеватый сугли­ нок Маршалль 34,2 Пылеватый су­ глинок Сассаф­ 21,7 рас . . . . . 700 ПОО 4600 11 800, 18 ООО 27 000 35 ООО 50 000 70 000 50,9 50,4 43,3 38,6 32,0 30,9 31,1 31,7 31,7 46,1 41,5 37,8 35,2 33,4 32,1 32,6 32,4 32,4 38,4 38,0 31,2 26,9 24,3 23,9 23,0 23,9 22,5 38,1 35,1 27,5 25,0 23,6 24,6 23,2 23,4 23,4 29,1 24,4 2 0 ,6 18,9 18,1 17,5 17,1 17,0 16,5 32,2 31,4 23,1 17,0 14,1 14,8 14,6 14,0 13,5 21,5 20,9 13,5 8 ,2 6 :, 9 6 ,4 6 ,2 6 ,1 5.9 Э то н а и б о л ь ш е е к ол и ч еств о п л ен оч н ой в л а ги , к о т о р о е м о ж е т бы ть у д е р ж а н о п оч вой , т. е. н а и б о л ь ш е е к ол и ч еств о в л а ги , к о т о ­ р о е м о ж е т бы ть у д е р ж а н о в п оч в е с и л а м и м о л е к у л я р н о г о п р и т я ­ ж е н и я , бы ло н а зв а н о Л е б е д е в ы м м а к с и м а л ь н о й м о л е к у ­ л я р н о й в л а г о е м к о с т ь ю п о ч в ы . М ы б у д е м о б о зн а ч а т ь э т у в ел и ч и н у си м в о л о м М М В . П р и п о м о щ и ск о н ст р у и р о в а н н о й им ц ен т р и ф у ги , п о зв о л я в ш ей с о з д а в а т ь у ск о р ен и е , р а в н о е 70 0 0 0 g , Л е б е д е в с д е л а л р я д о п р е ­ д е л е н и й м а к си м а л ь н о й м о л е к у л я р н о й в л а го е м к о ст и почв, р е з у л ь ­ таты к отор ы х и зл о ж е н ы в его р а б о т е ( 1 9 2 7 ). И з н и х мы п р и в ед ем тол ь к о н еск ол ь к о ц и ф р , о т н ося Таблица 19 щ и х ся к от дел ьн ы м м е х а н и ч е ­ Максимальная молекулярная ск и м ф р а к ц и я м (т а б л . 19) . влагоемкость механических фракций С о п о ст а в л я я м е ж д у со б о й (по данным Лебедева, 1927) м етоды о п р е д ел ен и я М М В — м е т о д в ы сок и х к ол он н и м е т о д ММВ, % от Т^азмер частиц, мм веса почвы ц ен т р и ф уги , Л е б е д е в н аш ел , что о б а они д а ю т о д и н а к о в ы е р езу л ь та т ы . Э т о с о п о с т а в л ен и е 1,57 1—0,5 б ы ло с д е л а н о им д л я п еск а 1,60 0,5—0,25 2,73 0,25—0,1 (1 9 1 9 , стр. 6 0 ) . В д в у х м е т р о в о й 4,75 0,1—0,05 колонне ср ед н я я влаж ность 10,18 0,05—0,005 в ер х н ег о м ет р а о к а з а л а с ь р а в ­ 44,85 <0,005 н ой 1,95%'. О п р е д е л е н и е М М В м ет о д о м ц ен т р и ф у ги (п р и м ен я ­ л а с ь ц ен т р и ф у га , с о з д а в а в ш а я у ск о р ен и е , р а в н о е 4 0 0 g ) д а л о 2,04% ', т. е. в ел и ч и н у, с о в п а д а ю щ у ю с п ол уч ен н о й в в ы сок ой к о ­ л о н н е в п р е д е л а х ош и бк и опы та. Д л я гр ун тов б о л е е т я ж е л о г о м ех а н и ч еск о го с о с т а в а Л е б е д е в т а к о г о со п о с т а в л ен и я н е д е л а л , т ак к ак сч и тал , что п р е д ел ь н а я в ы сота к ол он н , с к отор ы м и он р а б о т а л , р а в н а я 3 м , н е д о с т а т о ч н а д л я т о г о , чтобы при т я ж е л о м м ех а н и ч еск о м с о с т а в е гр у н та п о л у ­ чить в в ер х н ей ч асти колон ны з о н у с п о ст о я н н о й в л а ж н о с т ь ю , с в о б о д н у ю от в ли ян и я к а п и л л я р н о п о д в еш ен н о й воды (см . н и ­ ж е ) , н а к а п л и в а ю щ е й ся в н и ж н ей части колонны . О д н а к о а н а л и з д а н н ы х Л е б е д е в а п о к а зы в а ет , что он, п о -в и д и м о м у , о ш и б ся . В его р а б о т а х (1 9 1 9 , стр . 96; 1936, стр. 138) мы н а х о д и м опы т с т р е х м е т р о в о й к ол он н ой л ё с с а . К а к и обы ч н о в п о ­ д о б н ы х оп ы тах, он а бы л а п р о м о ч ен а с в е р х у и збы точ н ы м к о л и ч е­ ств ом в оды , к о т о р а я н а ч а л а вы текать и з н и ж н е г о к он ц а к олон н ы . П о с л е п о л н о го п р ек р а щ ен и я ст ек ан и я кОлонна бы ла р а з о б р а н а и в ней бы л а о п р е д е л е н а в л а ж н о с т ь ч е р е з к а ж д ы е 10 см . Р е з у л ь ­ таты эт о г о опы та п р е д ст а в л е н ы в т а б л . 20. О ни п о к а зы в а ю т, чтон ач и н ая с гл уби н ы 170 см и вы ш е, т. е. б о л е е ч ем в о в сей в ер х н ей тр ети к олонны , в л а ж н о с т ь о к а зы в а ет ся п ост оя н н о й . Д л я т о го чтобы с д е л а т ь э т о б о л е е н агл ядн ы м , сг л а д и в с л у ­ ч ай н ы е от к л он ен и я , мы вы числили ск о л ь зя щ и е -средние и з 119 Таблща 20 Послойное распределение влажности в 300-сантиметровой лёссовой колонне (по данным Лебедева) Высота, C 3 V 1 Влажность, % Скользящие средние из четырех сосед­ них определе­ ний, % Высота, Влажность, см 300 26.5 140 24,3 290 21.4 130 25.2 280 20.9 120 26,0 270 21,1 ПО 26.2 260 23.4 100 28.3 250 22.4 90 28,6 240 22,2 80 29.1 230 21,0 70 28,6 220 21.6 60 29.3 210 23.5 50 33.1 200 22.9 40 33,0 190 (25,3) 30 34.7 180 22,8 20 31.7 170 23.0 10 33.3 160 24.0 1 34,5 150 24,4 21.7 22,0 22,3 22,2 21.8 22,1 22,2 22,7 23,0 22.9 23,2 23.5 23.9 Скользящие средние из четырех сосед­ них определе­ ний, % 25.0 .25,4 26.4 27,3 28.0 28.7 28.8 30.0 31.0 32.5 33.1 33.2 33.6 24.5 П р и м е ч а н и е . Величины влажности округлены до десятых и скользя­ щие средние вычислены нами. — А. Р. к а ж д ы х ч еты рех с о с е д н и х о п р е д ел ен и й в л а ж н о с т и , исклю чив п о ­ в ер хн ост н ы й о б р а зе ц , гд е , к ак и в с е г д а в т а к и х о п ы тах, в л а ж ­ ность бы вает, р езк о п овы ш ен ной , и о б р а з е ц н а в ы со те 190 см с явн о ош и боч н ы м о п р е д е л е н и е м в л а ж н о с т и (2 5 ,3 2 % ). В п о ­ с л е д н е м с л у ч а е о ш и боч н ую ц и ф р у мы за м е н и л и ср е д н е й и з с о ­ с е д н и х (н а г л у б и н е 180 и 2 0 0 см ) о п р е д ел ен и й . С к о л ь зя щ и е с р е д ­ н и е п ол н ость ю п о д т в е р ж д а ю т в ы в од о, т о м , что св е р х у и д о вы соты 180 см в л а ж н о с т ь я в л я ется п о ст о я н н о й и ли ш ь г л у б ж е 120 н а ч и н а ет в о зр а ст а т ь . С р ед н я я в л а ж н о с т ь в ер х н ей 1 2 0 -са н т и м е т р ов ой т о л щ и о к а зы в а ет ся р а в н о й 2 2 , 2 %. “ Ч е р е з 10 л е т п о сл е т ого к ак бы л а о п у б л и к о в а н а р а б о т а , иа к о то р о й мы за и м с т в о в а л и тол ь к о что ц и ти р ов а н н ы е д а н н ы е, Л е ­ б ед е в ы м , со в м е ст н о с Б а у к о в о й , бы л а в ы п ущ ен а кн и га (1 9 3 0 ),. в к о то р ой п р и в о д и л и сь м н огоч и сл ен н ы е о п р е д ел ен и я м а к си м а л ь ­ ной м о л е к у л я р н о й в л а го е м к о ст и д л я р я д а п оч вен н ы х п р о ф и л е й р а зн о г о г е о г р а ф и ч ес к о г о п р о и с х о ж д е н и я . В ч и сл е эт и х п р о ф и л ей и м еется сер и я почв, р а зв и ты х на л ё с ­ совы х и л ё сс о в и д н ы х п о р о д а х . В т а б л . 21 п р и в о д и м в ел и ч и н ы М М В д л я эт и х п о р о д , за и м с т в у я эт и д а н н ы е из тол ь к о что у п о ­ м и н а в ш ей ся р а б о т ы Л е б е д е в а и Б а у к о в о й . Таблица 21' Максимальная молекулярная влагоемкость южнорусских лёссовидных наносов (по определениям Лебедева и Бауковой, 1930) № разреза по книге Лебеде­ ва и Бауко­ вой 16 17 19 22 41 43 47 49 55 60 Название почвы Обыкновенный чернозем То же Западно-предкавказский чернозем Средний кротовинный чернозем Приазовский карбонатный чернозем Слитой выщелоченный чернозем Серый лесной суглинок То же Выщелоченный чернозем, Слабо деградированный чернозем Глубина образцов, см Максимальная, молекулярная влагоемкость, % (о т-д о ) 100—200 2 1.1—22,9 22.3—23,4 21.4—23,1 100—200 100—200 2 3 .1 -2 5 ,1 23.5—23,8. 100—200 18,7—21,5. 22.0—23,0 19 .1 -2 1,0 - 50—100 200—300 50—100 50—100 100—500 50—100 20.2-22,0- 21.2—22,9- И з эт и х д а н н ы х в и д н о, что М М В л ё сс о в и д н ы х н а н о со в п р е д ­ ст а в л я е т собой , в есь м а у ст ой ч и в ую в ел и ч и н у, равнз^ю в с р е д н е » 2 2 — 2 3 % . С о п о ст а в л я я с ней в л а ж н о с т ь в ер х н ей ч асти л ёссо в о й , к олон н ы (см . т а б л . 2 0 ) , мы в и ди м , что эт и д в е величины с о в п а ­ д а ю т . Э то м огл о бы бы ть д о к а за т е л ь с т в о м то го , что п о л о ж ен и еЛ е б е д е в а о р а в е н ст в е -величин в л а ж н о с т и в в ер х н и х ч а ст я х в ы со ­ ких к ол он н и в л а ж н о с т и , о ст а ю щ е й ся в п оч в е п о сл е ц е н т р и ф у ­ ги р о в а н и я п ри у ск о р ен и и , п р ев ы ш аю щ ем 18 0 0 0 g , д о к а з а н н о е им. д л я п есч ан ы х гр ун тов , п о д т в е р ж д а е т с я и д л я гр у н то в л ё с с о в и д ­ ны х. О д н а к о эт о п о л о ж е н и е в ы зы в ает сом н ен и я . К ак и м м етодом : о п р е д ел я л и с ь М М В , величины к отор ы х п р и в еден ы в к н и ге Л е б е ­ д е в а и Б а у к о в о й , — н еи зв ест н о . Д а н н ы е , с о д е р ж а щ и е с я в т а б л . 18„ го в о р я т о т ом , ч то по м е р е ув ел и ч ен и я у ск о р ен и я от 4 0 0 g до1 8 0 0 0 g в л а ж н о с т ь у м ен ь ш а ет ся . Д л я эт и х о б ъ е к т о в н ет дан н ы х, о том , к а к о е к ол и ч еств о в л аги у д е р ж и в а л о с ь бы в вы соких. 121; к о л о н н а х (т. е. при уск о р ен и и , р ав н о м 1 g ) . Н о , су д я по х о д у циф р в т а б л . 18, м о ж н о н е со м н ев а т ь ся в т о м , что при у ск о р ен и и , р а в ­ н ом 1 g , в л а ж н о с т ь бы л а бы зн ач и т ел ь н о вы ш е, чем при у с к о р е ­ нии, р а в н о м 4 0 0 g . Э т о п о д т в е р ж д а е т с я и д а н н ы м и Д о л г о в а (1 9 4 8 а , стр. 29 и 77) о в ел и ч и н а х М М В , о п р е д ел я ем ы х м ет о д о м ц ен т р и ф уги при у ск о р ен и и , р а в н о м 18 0 0 0 g , и м ет о д о м п р е сс а («п л ен оч н ого р а в н о в е с и я » ), и о в ел и ч и н а х Н В . В его р а б о т е мы н а х о д и м с л е д у ю щ и е дан н ы е: ММВ, ) от веса сухой почвы Почва Подзол № 1 ..................... Пылеватый суглинок А'Ь 2 Сильно подзолистая № 3 Подзолистая № 4 . . . Подзолистая № 5 . . Лёсс № 8 . . . . . . Чернозем № 9. . . . Чернозем № 10. . . . Чернозем № И. . . . Краснозем W» 13. . . . Серозем № 1 6 ................... Серозем № 1 7 ................... метод центри­ фуги метод пресса 7,98 6,52 8,72 10,14 7,48 9,84 24,73 24.34 28,68 31,68 11,56 11.35 18,22 14,08 18.69 18,56 15,92 14,99 24,60 21,73 29,03 36.69 15,43 14,91 НВ, % от веса почвы 23.6 18.9 22,0 28,1 20,2 21,2 34,60 32,0 40.7 49.5 23.9 21.5 В еличи ны Н В в р а б о т е Д о л г о в а о п р е д ел я л и с ь н е м ет о д о м вы ­ с о к и х к олон н , но сп е ц и а л ь н а я п р о в ер к а м етод'а, к оторы м он п о л ь ­ з о в а л с я , п о к а зы в а ет , что эт о т м е т о д о к а за л с я д о с т а т о ч н о точны м и м о ж е т сч и тать ся в п ол н е эк в и в ал ен тн ы м м е т о д у в ы сок и х ко-’ лон н . В си л у э т о г о и з тол ь к о ч то п р и в ед ен н ы х ц и ф р мы м о ж е м с д е л а т ь в ы в од о том , ч:то м е т о д в ы сок и х к ол он н в с е г д а д а е т б о л ь ­ ш и е (и при эт о м зн а ч и т ел ь н о ) величины , чем м етод ы ц ен т р и ф у гн н п р е сс а . П о э т о м у с у ж д е н и е Л е б е д е в а о том , что « . . . си л а , р а в ­ н а я 1 g (м е т о д вы сок и х к о л о н н ), р а в н о к ак и 70 0 0 0 g , о ст а в л я ет в поч в е о д н о и то ж е к ол и ч еств о п л ен оч н ой в оды . . . » (1 9 2 7 , стр. 12— 1 3 ), я в л я ется ош ибоч ны м . К а к мы у в и д и м н и ж е , э т о ж е с а м о е м о ж е т бы ть ск а з а н о и в от н ош ен и и п есч а н ы х почв и гр у н ­ т о в , д л я котор ы х м е т о д в ы сок и х к ол он н д а е т т о ж е зн а ч и тел ь н о б о л ь ш и е величины у д е р ж а н и я в л а ги , н еж ел и , м е т о д п р е сс а или ц ен т р и ф уги — в п о сл ед н е м сл у ч а е при у ск о р ен и я х д а ж е зн а ч и ­ т ел ь н о м ен ьш и х чем 1 8 0 0 0 g . П е р е д в и ж е н и е п л ен оч н ой в оды Л е б е д е в о б ъ я с н я л сл ед у ю щ и м ■образом. П р е д с т а в и м .с е б е в есь м а б л и зк о р а с п о л о ж е н н ы е д в е почвен ны е части цы Л и Б о д и н а к о в о г о д и а м е т р а . П у сть н а о д н о й и з н их в о д н а я п л ен к а н еск ол ь к о х о л щ е, чем на д р у г о й (ри с. 3 4 ) . Ч а ст и ц а в оды В н а х о д и т с я б л и ж е к ц ен т р у п оч в ен н ой части ц ы £ , 122 н е ж е л и к ц ен т р у ч асти цы А . П о э т о м у ч а ст и ц а В н ач н ет п е р е д в и ­ гаться в ст о р о н у ч астиц ы В. И н ы м и сл о в а м и , б о л е е т о л с т а я п л ен к а , и м ею щ а я ся о к о л о ч астиц ы А , н ач н ет п ер ет ек а т ь к ч а ст и ­ це В. Э т о т п р о ц е с с б у д е т п р о д о л ж а т ь с я д о т е х п ор, п ок а т о л щ и н а п л ен о к в о к р у г о б е и х ч а ст и ц н е с д е л а е т с я о д и н а к о в о й . С у щ е с т ­ венны м в эт о м п р о ц е с с е я в л я ется то, что в л а га в п л ен оч н ом с о ­ стоя н и и п е р е д в и г а е т с я в п оч в е н е сп л ош н ой м а сс о й , а от ч асти ц ы к ч а ст и ц е. Т а к о й х а р а к т ер п ер ед в и ж е н и я в л аги и ск л ю ч а ет во'зм о ж н о ст ь п ер ед а ч и ги д р о ст а т и ч ес к о го д а в л е н и я ч е р е з п л е н о ч н у ю l^v ■' воду. Э т о п о л о ж е н и е бы ло п о д т в е р ж д е н о Л е б е д е в ы м эк с п е р и м е н ­ т а л ь н о , н а п есч ан ы х к о л о н н а х . П есч а н ы е колонны р а зл и ч н о й вы соты , за к л ю ч ен н ы е в т р убк и , п р о м а ч и в а л и бол ь ш и м к о л и ч ест ­ вом в оды , к о то р а я в т еч ен и е н е ­ к о то р о го в р ем ен и п р о т ек а л а ч е ­ р ез колонны н а ск в о зь . З а т е м п р и ­ ток воды н а в ер х н и е п о в ер х н о ст и к олон н п р е к р а щ а л и и в се м у и з ­ бы тку воды п р е д о с т а в л я л и стечь.П о с л е п о л н о го п р ек р а щ ен и я с т е ­ кания на в ер х н ю ю п ов ер хн ост ь к ол он н п р и л и в ал и н е к о т о р о е коp,j(. 34 Схематическое изображел и ч ест в о в оды . В том сл у ч а е, есл и ние передвижения пленочной влаги, к о л о н н а и м е л а н еб о л ь ш у ю вы-от одной частицы к другой, с о т у (10 — 20 с м ) , с т ек а н и е воды , из н и ж н е го к он ц а колонны н а ч и н ал ось н ем е д л ен н о п о сл е п р и л и в а ния в л а ги св е р х у . Э т о у к а зы в а л о на то, что н а х о д я щ а я с я в к о­ л о н н е в л а га б ес п р е п я т с т в е н н о п е р е д а в а л а г и д р о ст а т и ч ес к о е д а в ­ л ен и е. В т е х ж е сл у ч а я х , к о гд а к ол он н а бы л а зн а ч и т ел ь н о й вы соты ( 1 — 2 м ), ст ек а н и е воды из н и ж н его к он ц а колонны н а ч и ­ н ал о сь ли ш ь по п р ош еств и и б о л е е или м ен е е зн а ч и т ел ь н о го п р о ­ м е ж у т к а в р ем ен и п о сл е п р и л и в ан и я в л аги св е р х у . Э т о ук азы в ает,, по м н ен и ю Л е б е д е в а , на то, что с т ек а н и е в л аги в в ер х н ей части вы сокой колонн ы , г д е и м ел а сь тол ь к о п л ен о ч н а я в л а г а , п р о и с х о ­ д и л о от ч асти цы к ч а ст и ц е, б е з п ер ед а ч и ги д р о ст а т и ч ес к о го д а в ­ л ен и я . И лиш ь в тот. м ом ен т , к о гд а п р и л и тая в л а г а д о с т и г а л а в ер х н ей гр ан иц ы к а п и л л я р н о й к айм ы , в л а г а , н а х о д я щ а я с я в п о ­ сл ед н е й , п р и х о д и л а в д в и ж е н и е в с л е д с т в и е в о зн и к н о в ен и я п е р е ­ д а ч и г и д р о ст а т и ч ес к о го д а в л е н и я , ч то и в ы зы вал о в ы тек а н и е в л аги и з н и ж н е го к он ц а колон ны . Э т о т в ы вод Л е б е д е в п о д к р е п и л д р у ги м и оп ы там и , в к отор ы х н а в ер хн ю ю п о в ер х н о ст ь п р о м о ч е н ­ ны х к ол он н п р и л и в а л а сь не ч и ст ая в о д а , а с л а б ы й р а ст в о р со л и ли ти я. И з у ч а я р а с п р е д е л е н и е ли ти я в к о л о н н а х по ок он ч ан и и опы тов, Л е б е д е в п о к а за л , что ст ек а н и е в о д ы из н и ж н его к о н ц а вы сок ой колон ны н а ч и н а ет ся лиш ь п о с л е того, к а к ,в н о в ь п р и л и ­ т а я в л а г а д о ст и г н е т в ер х н ей гр ан и ц ы к ап и л л я р н о й кайм ы . 12S Н а б л ю д е н и я Л е б е д е в а в п о с л е д н е е в р ем я бы ли п ров ерен ы в н аш ей л а б о р а т о р и и Г. И . Р о м а н о в о й ^ О н а р а б о т а л а с ф р а к ­ цией п еск а 0 ,2 0 — 0 ,2 5 см . О б ш а я в ы сота к а п и л л я р н о го п о д ъ е м а у эт о й ф р ак ц и и р а в н я л а сь 47 ,5 см , и з к ои х 2 2 ,5 см п р и х о д и л о сь на н и ж н ю ю зо н у п ол н ого н асы щ ен и я и 25 см н а п е р е х о д н у ю зо н у с у м ен ь ш а ю щ ей с я к в ер х у в л а ж н о с т ь ю ..П р и г о т о в и в колонны р а з ­ л и ч н ой вы соты , п ром оч и в и х н а ск в о зь и д а в стечь и зб ы т к у гр а в и ­ т ац и о н н о й в л аги , Р о м а н о в а ч ер ез сутк и п о сл е п р ек р а щ ен и я с т е­ кани я д а в а л а н а в ер хн ю ю п о в ер х н о ст ь к олонны 5 мл в оды . Р е ­ зу л ь т а т ы опы тов п р ед ст а в л ен ы в т а б л . 2 2 . Таблица 22 Быстрота вытекания влаги из промоченных колонн песка разной высоты (по данным Г. И. Романовой) Высота колонны, см Промежуток времени между подачей воды и началом стекания продолжительность вытекания 5 мл воды 30 40 50 70 Немедленно 20—60 сек. 2 мин. 1 час 2 —3 часа 1 —2' мин. 10—15 мин. 1 час. 2 сут. 5 сут. 100 И з д а н н ы х эт о й табл и ц ы в и дн о, что н е м е д л е н н о е ст ек а н и е, к о ­ т о р о е м о ж е т бы ть о б ъ я с н е н о п ер ед а ч е й г и д р о ст а т и ч ес к о го д а в л е ­ ния, и м ел о м есто тол ь к о т о г д а , к о гд а в ы сота к олонны ли ш ь н е ­ м н о го п р ев ы ш ал а зо н у п о л н о го н а сы щ ен и я . В т е х ж е сл у ч а я х , к о г д а в к о л о н н у в х о д и л а ч асти ч н о или п о л н о сть ю п ер е х о д н а я з о н а , в ы тек ан и е в л аги н а ч и н а л о сь н е с р а зу . Э т о го в о р и т о том , что ч ер ез п ер е х о д н у ю зо н у , оч ев и дн о , г и д р о ст а т и ч ес к о е д а в л е н и е н е п е р е д а е т с я , а в ней п р о и с х о д и т п е р е д в и ж е н и е в оды , н а х о д я ­ щ ей ся в ф о р м е м а н ж е т и с о е д и н я ю щ и х и х т о л ст ы х п лен ок . П о с л е д н и м св ой ств ом п л ен оч н ой в оды , к о т о р о е бы ло у с т а н о в ­ л е н о Л е б е д е в ы м , я в л я ется в о зм о ж н о с т ь п ер ед в и ж е н и я р а с т в о ­ р им ы х со л ей при п ом ощ и эт о й в л аги . Л е б е д е в ы м бы ло вы п ол ­ н ен о о с о б о е и сс л е д о в а н и е , в к отор о м и зу ч а л а с ь в о зм о ж н о с т ь п е­ р е д в и ж е н и я со л ей при. р а зл и ч н о й в л а ж н о с т и почв. В р е зу л ь т а т е эт о г о и с с л е д о в а н и я Л е б е д е в (1 9 3 0 ) у ст а н о в и л , что « 1 ) п о -в и д и ­ м ом у, сол и не п ер ед в и г а ю т ся в. п о ч в а х , есл и в л а ж н о с т ь почв н и ж е и х м а к си м а л ь н о й ги гр оск оп и ч н ости ; 2 ) есл и п очва и м еет п л ен о ч ­ н ую или гр а в и т а ц и о н н у ю в л а ж н о с т ь , то п р о и с х о д и т а к ти в н о е д в и ­ ж е н и е со л ей в п оч в ен н ом р а ст в о р е; сол ь д в и ж е т с я и з сл о я с б о л ь ­ ш ей ее к он ц ен т р ац и ей в сл о й с м ен ь ш ей к о н ц ен т р а ц и ей , причем ‘ Автор приносит искреннюю благодарность Г. И. Романовой за разре­ шение использовать ее егце не опубликованные данные. 124 н а п р а в л ен и е д в и ж е н и я со л и м о ж е т с о в п а д а т ь или бы ть п р о т и в о ­ п о л о ж н ы м н а п р а в л ен и ю д в и ж е н и я в оды » (1 9 3 0 , стр . 4 0 2 ) . П е р е й д е м т еп ер ь к к р и т и ч еск ом у р а ссм о т р е н и ю в згл я д о в Л е ­ б е д е в а .'П р и эт о м мы б у д е м п о л ь зо в а т ь ся тол ь к о тем и р а б о т а м и , в к отор ы х п о л о ж е н и я Л е б е д е в а п о д в ер га л и с ь эк с п ер и м ен т а л ь н о й п р ов ер к е. П р е ж д е в с е г о н у ж н о п одч ер к н уть , что, к ак б у д е т в и д н о из и зл о ж е н н о г о н и ж е в эт о й гл а в е , сам ы й ф а к т св я зы в а н и я почвой в л а ги в к о л и ч ест в а х , зн а ч и т ел ь н о .превы ш аю щ и х м а к с и м а л ш ги гр оск оп и ч н ость , н е д о д л е ж и т .н и к а к о м у .сом нению ,, и в эт о м о т ­ н ош ен и и " Л е б ед ев у п р и н а д л е ж и т н ес о м н ен н а я честь о б с т о я ­ тел ь н о го и п о с л е д о в а т е л ь н о г о в н ед р ен и я в п оч в ен н ую г и д р о л о ­ гию п р е д с т а в л е н и я о п л ен оч н ой , т. е..^ сдя .аад ш й ,_ в л а ге. В м е с т е с т ем , о д н а к о , н ек о т о р ы е п о л о ж ен и я Л е б е д е в а , а т а к ж е п р е д л о ­ ж е н н ы е им м ет оды о п р е д ел ен и я с о д е р ж а н и я п л ен оч н ой в л аги я в л я ю т ся сп ор ны м и. Д а н н ы е , п р о т и в о р е ч а щ и е в зг л я д а м Л е б е д е в а , мы н а х о д и м п р е ж д е в се го в р а б о т е М . Н . Т р о и ц к о й ( 1 9 3 6 ) . О н а п р о в е л а с р а ­ в н и тел ь н ое о п р е д е л е н и е величины М М В , дЛя п ес к а с п р и м е н е­ н и ем в с е х т р е х м ет о д о в о п р е д ел ен и я эт о й величины , п р е д л о ж е н ­ ны х Л е б е д е в ы м . Р е зу л ь т а т ы п ол уч и л и сь сл ед у ю щ и е: Метод высоких колонн; 1-е опред.................. высоких колонн: 2-е опред. . . . . пленочного равновесия ...................... центрифуги.............................................. ММВ, о/о 6,371 5 ,0 7 / 2,55 2,28 ,с уо ’ П о с л е д н е е - о п р е д е л е н и е бы ло с д е л а н о н а ц ен т р и ф у ге Л е б е ­ д е в а , в его л а б о р а т о р и и . Т ак и м о б р а з о м , в с е три м е т о д а д а л и р а с х о д я щ и е с я р езу л ь т а т ы , что н а х о д и т с я в п р оти в ор еч и и с к о н ­ ц еп ц и ей Л е б е д е в а . А н а л оги ч н ы е д а н н ы е мы н а х о д и м в р а б о т е Д о л г о в а (1 9 4 8 ). П о л ь зу я с ь той ж е са м о й ц ен т р и ф у го й , с к отор о й р а б о т а л и Л е ­ б е д е в , Д о л г о в , к ак и Т р о и ц к а я , п о д в е р г эк с п ер и м ен т а л ь н о й п р о ­ в ер к е у т в е р ж д е н и е Л е б е д е в а о р а в е н ст в е о ст а то ч н о й в л а ж н о с т и почвы в в ер х н и х ч а с т я х в ы сок и х к ол он н и в о б р а з ц а х , п о д в е р г н у ­ ты х ц ен т р и ф у ги р о в а н и ю с у ск о р ен и е м , равн ы м 18 ООО g . Р е з у л ь ­ таты оп ы та Д о л г о в а п р е д ст а в л е н ы в т а б л . 23. И з д а н н ы х эт о й т а б л и ц ы в и д н о , что Д о л г о в , к ак и Т р о и ц к а я , п р и ш ел к с о в е р ­ ш ен н о ины м р е зу л ь т а т а м , н е ж е л и Л е б е д е в . У Л е б е д е в а о ст а т о ч ­ н а я в л а ж н о с т ь , о п р е д е л е н н а я по м е т о д у в ы сок и х к ол он н , лиш ь н езн а ч и т ел ь н о п р ев ы ш ал а в л а ж н о с т ь п о с л е ц ен т р и ф у ги р о в а н и я ; у Д о л г о в а ж е , к ак и у Т р ои ц к ой , э т о п р ев ы ш ен и е д о с т и г а л о 4 — 7 -к р а т н о й величины . Д а л е е , Д о л г о в п о к а за л , что у ск о р ен и е , р а в ­ н о е 18 0 0 0 g , о т н ю д ь н е с о о т в ет ст в у е т п р ек р а щ ен и ю о б е з в о ж и в а ­ ния, к ак эт о д у м а л Л е б е д е в . Д о в о д я в ел и ч и н у у ск о р ен и я д о 3 5 0 0 0 — 3 7 0 00 g . Д о л г о в п о к а за л , что в и н т е р в а л е величин 125 уск о р ен и я от 18 0 00 д о 3 7 0 00 g в л а ж н о с т ь почвы н еп р ер ы в н о у м ен ь ш а ет ся , о б н а р у ж и в а я п р и б л и зи т ел ь н о л и н ей н у ю о б р а т н у ю за в и с и м о с т ь от величины у ск о р ен и я . Таблица 23 Влажность песка ( % ) в верхних частях высоких колонн и в образцах после центрифугирования при ускорении 18 ООО g (по данным Лебедева [1936] и Долгова [1948]) По Лебедеву Метод определений Центрифуга Порядковый номер определения 1 2 3 4 Среднее Высоких колонн крупный песок По Долгову песок размером, мм мелкий песок 1-0,5 0,5-0,25 0,25-0,10 0,72 0,75 0,65 0,71 1,65 1,60 1,58 1,59 2,62 2,71 2,81 2,69 0,29 .0,25 0,24 0,30 0,36 0,25 0,48 1,63 2,71 0,25 0,35 0,71 ' 1,6 8 2,96 1,76 2,31 2,74 0 ,2 1 Е щ е б о л е е знач и тел ьн ы й д и а п а з о н вели чи н у ск о р ен и я бы л и с с л е д о в а н О л м с т э д о м (O lm ste d , 1 9 3 7 ), которы й п о л ь зо в а л ся ц ен т р и ф у го й , о б ес п еч и в а в ш е й п о л у ч ен и е у ск о р ен и й вплоть д о Рис. 35. Зависимость содержания остаточной влаги от ускорения центрифуги в почвах А -а В (по Олмстэду). 300 000 g . Р езу л ь т а т ы опы тов О л м с т э д а и зо б р а ж е н ы гр а ф и ч еск и на рис. 35, о т к у д а в и дн о, что в л а ж н о с т ь ц ен т р и ф у ги р у ем ы х о б ­ р а зц о в п о н и ж а е т с я с у в ел и ч ен и ем у ск о р ен и я вп лоть д о д о с т и ж е ­ ния ею 300-000 :§■. Н и к а к и х о ст а н о в о к ,, н и к ак и х п ер ел о м о в 126 со о т в ет ст в у ю щ и х у ск о р ен и ю , р а в н о м у 18 0 0 0 g , н а к ри вой в л а ж ­ н ости мы н е н а х о д и м . О л м с т э д у у д а в а л о с ь д о в е с т и в л а ж н о с т ь ц ен т р и ф у ги р у ем ы х о б р а зц о в почти д о величины м а к си м а л ь н о й ги гр о ск о п и ч н ости . Л е б е д е в п р е д л о ж и л три м е т о д а о п р е д е л е н и я М М В . О д в у х и з н и х Мы у ж е гов ор и л и . Т р ети й м е т о д бы л н а зв а н им м етодом - п л е ­ ноч н ого р а в н о в е си я . О н за к л ю ч а е т с я в т ом , что н еб о л ь ш а я н а ­ в еск а в л а ж н о й почвы , сф о р м о в а н н а я в в и д е т он к о й л еп еш к и , п о ­ м ещ а ет ся м е ж д у д в у м я п ач к ам и ф и л ь тр ов ал ь н о й б у м а г и и п о д ­ в ер г а ет ся п р е сс о в а н и ю п о д о п р ед ел ен н ы м д а в л е н и е м в т еч ен и е о п р е д е л е н н о г о в р ем ен и , п о с л е чего в эт о й и а в е с к е о п р е д ел я ет ся о ст а т о ч н а я в л а ж н о с т ь . Л е б е д е в сч и тает, что в ел и ч и н а п р и м е н я е­ м о го д а в л е н и я н е о к а зы в а ет в ли ян и я на в ел и ч и н у М М В , т а к к ак д а в л е н и е и м ее т св ои м н а зн а ч е н и е м ли ш ь « . . . в о з м о ж н о б о л е е п олны й к он так т м е ж д у п оч вой и ф и л ь тр ов ал ь н о й б у м а г о й -и т о л ь к о. П р о ц е с с отн яти я л и ш н ей в оды и з почвы б у м а г о й с о в е р ­ ш а ет с я д а л е е н е п утем в ы ж и м а н и я эт о й воды и з почвы , а б л а ­ г о д а р я д ей с т в и ю к ап и л л я р н ы х и м о л ек у л я р н ы х сил м е ж д у п оч­ вой и ф и л ь тр ов ал ь н ой б у м а г о й » (1 9 3 6 , стр. 115) . О д н а к о эти п о л о ж е н и я Л е б е д е в а о сп а р и в а л и сь д р у ги м и и с с л е ­ д о в а т е л я м и . Н у ж н о ск а за т ь , что и в р а б о т е Л е б е д е в а н ет э к с п е ­ р и м ен та л ьн ы х д а н н ы х , п о д т в е р ж д а ю щ и х п о л о ж е н и е о т о м , что в ел и ч и н а д а в л е н и я , р а зв и в а е м о г о п р е сс о м при о п р е д ел ен и и в ел и ­ чины М М В м ет о д о м п л ен оч н ого р а в н о в еси я , н е в л и я ет на о п р е д е ­ л я е м у ю в ел и ч и н у М М В . П . Ф. М ар ты н ов (1 9 3 6 ) испы ты вал в л и я н и е н а гр у зк и и п р о ­ д о л ж и т е л ь н о с т и п р е сс о в а н и я н а в ел и ч и н у М М В при о п р е д ел ен и и е е по м е т о д у п л ен оч н ого р а в н о в е си я . Он о б н а р у ж и л , что о б а эти ф а к т о р а о к а зы в а ю т су щ е с т в е н н о е в л и я н и е н а в ел и ч и н у М М В , о с о б е н н о в с л у ч а е гл и н и сты х и сугл и н и сты х почв. И з эт о г о М а р ­ ты нов с полн ы м о с н о в а н и е м д е л а е т в ы в од о т о м , что М М В я в ­ л я е т с я вел и чи н ой у сл о в н о й . А н а л оги ч н ы е р езу л ь т а т ы бы ли п ол уч ен ы и Ф. Е . К о л я сев ы м ( 1 9 4 1 ). О п р ед е л я я М М В м ет о д о м п л ен оч н ого р а в н о в еси я в « б е ­ зен ч у к ск о й п оч в е», К о л я с е в о б н а р у ж и л , что в ел и ч и н а М М В з а в и ­ си т о т величины п р и м ен я в ш его ся д а в л е н и я , к ак э т о м о ж н о в и деть из т а б л . 24, к отор ую мы за и м с т в у е м из р а б о т ы К о л я се в а . Таблица 24 Зависимость величины ММВ от применяемого давления. Почва Безенчукской опытной станции (по данным Колясева, 1941) Давление, кг/см^. . . Влажность почвы, % 10 21,7 20 20,4 40 18,5 120 15,9 360 13,5 1080 9 ,3 2160 8 ,6 К о л я се в д е л а е т и з эт и х д а н н ы х в ы в о д о том , что вел и чи н а М М В « . . . в си л ь н ой ст еп ен и за в и с и т от т о г о д а в л е н и я , к оторы м п р и ж а т а б у м а г а к у в л а ж н е н н о й п оч в е». 127 О тм ети м , что М Г почвы , с к ото р о й р а б о т а л К о л я се в , р а в н я ­ л а с ь 8,4 % . Т ак и м о б р а з о м , п р и м ен я я д а в л е н и е в 2 1 6 0 кг/см^, К о л я се в д о в е л в л а ж н о с т ь почвы д о величины М Г . Д а н н ы е по т о м у ж е в о п р о с у н а х о д и м и в р а б о т е П . А . К р ю к о в а (1 9 4 7 ). Р а з р а б а т ы в а я сп особы в ы д ел ен и я поч вен н ы х р а ст в о р о в и з почвы м ет о д о м д а в л е н и й , К р ю к о в п о к а за л (1 9 4 7 , стр . 5 ) , что в п р е д е л а х в есь м а б о л ь ш о го д и а п а з о н а д а в л е н и й , к оторы й в его оп ы тах о п р е д е л я л с я в ел и ч и н ам и от н еск о л ь к и х к и л о гр а м м о в д о почти 1 0 0 0 0 к г /с м 2 , в л а ж н о с т ь почвы у б ы в а ет в п р е д е л а х в сего эт о го и н т е р в а л а , о б н а р у ж и в а я б л и зк у ю к л и н ей н о й за в и с и м о с т ь от л о г а р и ф м а величины д а в л е н и я . П р и м ен я я д а в л е н и я в н е ­ ск ол ь к о ты сяч а т м о с ф е р , К р ю к ов д о б и в а л с я сн и ж ен и я в л а ж н о с т и почв д о величи н м ен ьш и х, ч ем в ел и ч и н а М Г , к ак эт о м о ж н о в и ­ д ет ь и з т а б л . 25. Таблица 25 Остаточная влажность почв после сжатия их под давлением 6850 кг/см^ и величины гигроскопической влажности при различной относительной влажности воздуха ( % ) (по данным Крюкова, 1947) Наименование почв Ч ер н о зем ..................................... Солонец . . .............................. С ерозем ........................................ Культурно-поливная почва . . Каолин . . . ......................... Остаточная влажность под давле­ нием 685G кг/см 2 7,82 6,60 2,98 3,04 2,25 Гигроскопическая влаж­ ность при относительной упругости водяного пара, равной ,0,94 13,98 14,08 2 ,8 6 39,56(?) 4,38 0,75 9,38 9,65 1,59 10,97 3,06 Н а о сн о в а н и и эт о го К р ю к ов у к а зы в а ет , что « . . . в оп р ек и у к а ­ за н и я м Л е б е д е в а , м а к си м а л ь н а я м о л е к у л я р н а я в л а го ем к о ст ь н е я в л я ется п р е д ел о м , н и ж е к о тор ого в л а ж н о с т ь н е м о ж е т бы ть у м ен ь ш ен а п р и м ен ен и ем в н еш н ей силы . З н а ч и т ел ь н а я ч асть этой в л а ж н о с т и м о ж е т бы ть у д а л е н а о т п р ессо в ы в а н и ем . В кн иге Д о л г о в а (1 9 4 8 ) мы н а х о д и м т а к ж е р я д д а н н ы х , у к а ­ зы в а ю щ и х на т о, что с ув ел и ч ен и ем д а в л е н и я при о п р е д ел ен и и М М В м е т о д о м п л ен оч н ого р а в н о в е си я о п р е д е л я е м а я в ел и ч и н а у м ен ь ш а ет ся . Е . М . С ер гее в (1 9 5 6 ) д о б и в а л с я сн и ж ен и я в л а ж н о с т и д о в е ­ личины М Г В- су г л и н к а х и гл и н а х , п р и м ен я я д а в л е н и е от 1000 д о 2 0 0 0 кг/см^. С о п о ст а в л ен и е в ел и чин М М В , о п р ед ел ен н ы х , с о д н о й стор оны , м ет о д о м в ы сок и х к ол он н , а с д р у г о й — м ет о д о м п л ен о ч н о го р а в ­ н ов еси я , бы л о п р о и зв е д е н о В . Г. Т к а ч у к о м ( 1 9 4 9 ). О н н а ш ел , что 128 первы й м е т о д д а е т в с е г д а г о р а з д о б о л е е (в 2 — ^3 р а з а ) в ы сок и е величины , ч ем в тор ой . Т а к и м о б р а з о м , м н ен и е Л е б е д е в а о т ом , что в ел и ч и н а д а в л е ­ ния н е и гр а ет р ол и , н е п о д т в е р ж д а е т с я . О п и р ая сь « а д а н н ы е К о л я с е в а и св ои , Д о л г о в (1948) д е л а е т в ы в од о т ом , ч то « . . . н а л и ч и е в поч в е п л ен оч н ой в л а ги в к о л и ч е­ ст в а х , п р ев ы ш аю щ и х м а к си м а л ь н у ю ги гр оск оп и ч н о сть и у д е р ж и ­ в а ем ы х у п о в ер х н о ст и почвы д а в л е н и я м и в н еск о л ь к о ты сяч а т ­ м о сф ер , оп ы там и Л е б е д е в а н е м о ж е т сч и таться д о к а за н н ы м . . .» (1 9 4 8 , стр. 3 5 ) . С эт и м в ы в о д о м м о ж н о со г л а си т ь ся ли ш ь ч а сти ч н о . Н е с о ­ м н ен н о, что опы ты Л е б е д е в а п о к а зы в а ю т н ал и ч и е в поч ве п л е ­ н оч н ой воды с в е р х т ой , к о т о р а я со о т в ет ст в у е т в л а ж н о с т и , р а в н о й М Г . Н о , в о-п ер в ы х, э т а в л а г а у д е р ж и в а е т с я си л а м и м ен ьш и м и , н е ж е л и п р е д п о л а г а л Л е б е д е в . В о -в то р ы х , в се п р и в ед ен н ы е д а н ­ ны е го в о р я т п ротив то го , что в в ел и ч и н е си л , у д е р ж и в а ю щ и х п л ен о ч н у ю (и л и св я за н н у ю ) в л а гу , и м ею т ся хот ь ск о л ь к о -н и б у д ь р езк о в ы р а ж ен н ы е ск ачки при п е р е х о д е от о д н о й величины ее с о д е р ж а н и я к д р у г о й . М о ж н о у т в е р ж д а т ь лиш ь, что эт и силы в о зр а с т а ю т по м е р е у м ен ь ш ен и я в л а ж н о с т и почвы — и тол ь к о. О тм ети м е щ е о д н о н ес о о т в е т с т в и е в згл я д о в Л е б е д е в а ф а к та м . К а к в ы тек ает и з в сей со в о к у п н о ст и в зг л я д о в Л е б е д е в а на п р и р о д у п л ен оч н ой в л аги , в ел и чи н а М М В д о л ж н а н а х о д и т ь ся в п р я м ой за в и с и м о с т и от величины су м м а р н о й п о в ер х н о ст и п оч ­ вен н ы х ч асти ц . П о п р о б у е м п р ов ер и ть эт о п о л о ж е н и е э к с п е р и ­ м ен тал ь н ы м и дан н ы м и . В р а б о т е П . Ф. М ел ь н и к ов а (1 9 4 9 ) мы н а х о д и м д а н н ы е, х а р а к ­ т е р и з у ю щ и е н ек о т о р ы е ф и зи ч ес к и е и ф и зи к о -х и м и ч еск и е св о й ­ ств а о т д ел ь н ы х м ех а н и ч ес к и х ф р ак ц и й . Э ти д а н н ы е мы п р и в оди м на рис. 36. И з эт и х д а н н ы х в и д н о, что в ел и ч и н а М М В с у м ен ь ш ен и ем р а з м е р а ч а ст и ц х о т я и в о зр а с т а е т , но п о р а зи т е л ь н о м а л о . В то в р ем я к ак у д е л ь н а я п о в ер х н о ст ь ч а ст и ц при п е р е х о д е от ф р ак ц и и 0 ,0 1 — 0 ,0 0 5 м м к ф р а к ц и и 0 ,0 0 1 — 0 ,0 0 0 5 мм в о зр а с т а е т в 10 р а з, в ел и ч и н а М Г в о з р а с т а е т в 60 р а з, в ел и ч и н а теп л оты см ач и в ан и я и ем к о сть о б м е н а — п р и м ер н о во ст ол ь к о ж е р а з, в ел и ч и н а М М В у в ел и ч и в а ет ся в се го лиш ь в 1,5 р а з а . Д р у г и м и сл о в а м и , эт и д а н ­ ны е св и д е т е л ь ст в у ю т о т ом , что в ел и ч и н а М М В (п о м ен ь ш ей м ер е при о п р е д ел ен и и е е м е т о д о м п л ен оч н ого р а в н о в е си я ) ни в к ак ой м е р е н е м о ж е т х а р а к т е р и зо в а т ь с о б о й у д е л ь н у ю п о в ер х н о ст ь почвы . Э т о т в ы в од н а х о д и т с я в яв н ом п р оти в ор еч и и с п р д в е д ен ны ми вы ш е в зг л я д а м и Л е б е д е в а . О ч ев и дн о, что лиш ь к ак а я -т о ч асть в л аги при в л а ж н о с т и почвы , р а в н о й М М В , д ей с т в и т ел ь н о у д е р ж и в а е т с я п о в ер х н о ст ­ ны ми си л а м и , в т о в р ем я к ак о ст а л ь н а я , зн а ч и т ел ь н о б о л ь ш а я часть в л аги у д е р ж и в а е т с я к ак и м -то иным п утем . М о ж н о п р е д ­ п о л о ж и т ь , что эт а в т о р а я часть п р е д с т а в л я е т со б о й в л а г у 9 Заказ № 405 129 св о б о д н у ю или лиш ь в ес ь м а р ы хл о св я за н н у ю , но н а х о д я ш у ю с я в почвен ны х п о р а х , с у ж е н н ы е в ы ходы и з к отор ы х зак р ы ты п л е н ­ к ам и в оды , проч н о св я за н н о й . К э т о м у в о п р о с у мы в ер н ем ся ещ е в главе V. П о д в о д я итоги в се м у ск а з а н н о м у , мы в и д и м , что М ар ты н ов бы л п р ав , сч и тая в ел и ч и н у М М В у сл о в н о й , п о ск о л ь к у о н а з а в и ­ сит от у сл о в и й е е о п р е д ел ен и я — ц е н т р о б е ж н о г о у ск о р ен и я или д а в л е н и я п р е сс а . м-энв. нал cм^■Ю^ Рис. 36. Зависимость величинММВ ( /) , емкости обмена (2), удельной поверхности (3), теплоты смачивания (4) и МГ (5) от размера частиц (по Мельникову). Э т о н е и ск л ю ч ает т о г о , что м о ж н о бы ло бы со х р а н и т ь са м о п он я ти е о М М В , к ак н а и б о л ь ш ем к о л и ч ест в е в л аги , к о т о р о е м о ж е т бы ть у д е р ж а н о си л а м и м о л е к у л я р н о г о п р и т я ж ен и я . П р и т а к о м п он и м ан и и э т о г о т ер м и н а в ел и ч и н а М М В д о л ж н а х а р а к ­ т ер и зо в а т ь с о б о й н а и б о л ь ш е е к ол и ч ество п роч н о св я за н н о й в оды , к о т о р о е м о ж е т бы ть у д е р ж а н о поч вой , т. е. то к о л и ч ест в о , к о т о ­ р о е Д о л г о в (1 9 4 8 ) н а зы в а е т г и д р о а д с о р б ц и о н н о й сп о со б н о ст ь ю почвы . О д н а к о т а к о м у п он и м ан и ю т ер м и н а « м а к си м а л ь н а я м о л е ­ к у л я р н а я в л а го е м к о ст ь » м еш а ет то о б ст о я т е л ь с т в о , что эт о т т е р ­ м и н в н а ш ем с о зн а н и и у ж е п р оч н о с в я за н с м е т о д а м и ег о о п р е ­ д ел ен и я , п р е д л о ж ен н ы м и Л е б е д е в ы м . П о э т о м у ц е л е с о о б р а з н е е в се ж е н е отры вать в в ед е н н о г о Л е б е д е в ы м п он я ти я о т эт и х м е т о ­ д о в и р а ссм а т р и в а т ь М М В к ак в ел и ч и н у у с л о в н у ю .. 130 В м е с т е с т ем в о зн и к а ет н е о б х о д и м о с т ь в в ед е н и я к а к о го -то т ер м и н а д л я о б о зн а ч е н и я т о го н а и б о л ь ш его к о л и ч ест в а в л а ги , к о т о р о е м о ж е т бы ть проч н о с в я з а н о поч вой. У д а ч н ы м , н а н аш в зг л я д , я в л я ет ся п р е д л о ж е н и е П . И . К о л о с ­ к ов а ( 1 9 3 8 ), к отор ы й в в о д и т т ер м и н « м а к си м а л ь н а я а д с о р б ц и о н ­ н а я в л а го е м к о ст ь » , сч и т ая его (стр . 74 ) си н о н и м о м л е б е д е в ­ ск о го т ер м и н а « м а к си м а л ь н а я м о л е к у л я р н а я в л а го ем к о ст ь » . С л е д у е т за м е т и т ь , ч то т ер м и н К о л о с к о в а м о ж н о сч и тать си н о н и ­ м о м т ер м и н а Л е б е д е в а ли ш ь при том у сл о в и и , ч то п о сл ед н и й т ер м и н мы б у д е м у п о т р еб л я т ь в его т ео р ет и ч е ск о м см ы сл е, к о т о ­ ры й в н его в л о ж е н Л е б е д е в ы м и которы й, к ак мы в и д ел и вы ш е, н е со о т в ет ст в у е т в ел и ч и н ам М М В , о п р е д ел я ем ы м п р е д л о ж е н ­ ны ми Л е б е д е в ы м м ет о д а м и . Т а к и м о б р а з о м , н а и б о л ь ш е е к ол и ч еств о в л аги , к о т о р о е м о ж е т бы ть у д е р ж а н о п оч вой з а сч ет а д с о р б ц и о н н ы х си л , т. е. н а и б о л ь ­ ш ее кoличecтвo.JapQ Чнo-Xвяз.aннoй вл ахи , мы б у д е м , в со о т в е т с т ­ вии с п р е д л о ж е н и е м К о л о с к о в а , н азы в ать м а к с и м а л ь н о й а дсо р б ц и о н н о й влагоем костью (с о х р а н я я обы ч н ую т р а н ск р и п ц и ю э т о г о сл о в а ) с со к р а щ е н н ы м .о б о зн а ч е н и е м М А В . 2. Нерастворяющий объем почвенной влаги Т еп ер ь о б р а т и м с я к д р у г о й гр у п п е ф ак тов , х а р а к т е р и зу ю щ и х св о й с т в а св я за н н о й в оды . О дн и м и з в а ж н е й ш и х п о д о б н ы х св ой ств я в л я ется п о н и ж е н и е в п лоть д о п о л н о го , п о -в и д и м о м у , и сч е зн о в е­ ния сп о с о б н о ст и св я за н н о й воды р а ст в о р я т ь со л и и д р у г и е в е щ е ­ ств а. Н а эт о м св о й с т в е о сн о в а н и н а и б о л е е ш и р ок о р а с п р о с т р а ­ ненны й м е т о д о п р е д е л е н и я к ол и ч ест в а св я за н н о й воды . Э ти я в л ен и я в п р и л о ж е н и и к п оч в ам , в п ер в ы е в и д и м о , о б с т о я ­ т ел ь н о бы ли и сс л е д о в а н ы А . Т р оф и м ов ы м (1 9 2 5 и 1 9 2 7 ). С у щ н ость я в л ен и я, и зу ч е н н о г о Т р оф и м ов ы м , за к л ю ч а е т с я в с л е д у ю щ е м . Е с л и п р и в ести п оч в у в со п р и к о сн о в ен и е с р а с т в о ­ р о м к а к о г о -л и б о в ещ ес т в а , к о т о р о е н е с п о с о б н о д а в а т ь с почвой х и м и ч еск о е и ли а д с о р б ц и о н н о е с о е д и н е н и е , а за т е м о т д ел и т ь р а ст в о р от почвы , т о о к а ж е т с я , что к он ц ен т р ац и я р а ст в о р ен н о го в ещ ес т в а в р а с т в о р е у в ел и ч и л а сь . О пы т м о ж н о став и ть как с су х о й почвой, т а к и с в л а ж н о й (н а п р и м ер , с в о з д у ш н о -с у х о й ), но в п о с л е д н е м с л у ч а е при р а с ч е т е и с х о д н о й к о н ц ен т р а ц и и р а с т ­ в о р а н е о б х о д и м о учи ты вать к ол и ч еств о в л аги , в н о си м о е с п очвой. В к а ч ест в е р а ст в о р и м ы х в ещ ес т в Т р о ф и м о в п о л ь зо в а л ся п р е и м у ­ щ ест в ен н о х л о р и д а м и щ ел оч н ы х и щ ел о ч н о -зе м е л ь н ы х м ет а л л о в , н а б л ю д а я при эт о м и зм е н е н и я к он ц ен т р ац и и и о н а х л о р а , к а к не д а ю щ е г о с п оч вой н и к ак и х со е д и н ен и й . Б о л е е п о зд н и е и с с л е д о в а т е л и , н ап р и м ер А . В . Д у м а н с к и й ( 1 9 3 4 6 ) , п о л ь зо в а л и сь д л я эт о й ц ел и тр остн и к о в ы м с а х а р о м . Опы ты ж е л а т е л ь н о в ести при в о з м о ж н о б о л е е у зк о м соо т н о ш ен и и « р а с т в о р : п оч в а», т а к к ак при его р а сш и р ен и и у п о м я н у т о е 9* 131 у в ел и ч ен и е к он ц ен тр ац и и р а ст в о р а ст а н о в и тся м алы м и т р у д н о оп р едел и м ы м . Таблица 26 Изменение концентрации раствора при взаимодействии с почвой (по данным Трофимова) Содержание свободной воды, на 100 г почвы Объем прилитого раствора CaClo, см Испарилось воды за время опыта, г Концентрация хлоридов в долях нормального в водном контроле в исходном в почвен­ растворе ном раство­ ре (3) (2) 0,00046 0,00032 0,00032 0,00032 0,00032 0,00032 0,00046 0,00046 0,0003 0,0003 0,00592 0,01031 0,02506 0,05127 0,1036 0,1963 0,2600 0,5380 1,046 4,352 (1) 4.26 4.08 4.08 4.08 4.08 4.08 4.26 4.26 4.08 4.26 35,41 35.00 35.00 35.00 34.95 34,80 35,75 34,53 33.95 35,25 0,33 0,20 0,30 0,33 0,27 0,25 0,30 0,40 0,30 0,20 0,00748 0,01252 0,02918 0,05743 0,1139 0,2091 0,2730 0,5640 1,081 4,720 Отношение концентраций (3) ; (2) 1,317 1,314 1,276 1,233 1,216 1,181 1,168 1,164 1,135 1,081 В т а б л . 2 6 п р и в од я т ся р езу л ь та т ы о д н о го и з опы тов Т р о ф и ­ м ов а, п о ст а в л ен н о г о с са р а т о в с к и м ч ер н о зе м о м . Вели чи ны , п р и в ед ен н ы е в эт о й т а б л и ц е , отч етл и во п о к а зы ­ в аю т у в ел и ч ен и е к он ц ен т р ац и и и он а х л о р а в р е зу л ь т а т е в з а и м о ­ дей с т в и я р а ст в о р а х л о р и ст о г о к ал ь ц и я с п очвой. П р и эт о м о т н о ­ си т ел ь н о е у в ел и ч ен и е к он ц ен т р ац и и тем м ен ь ш е, чем б о л ь ш е с а м а к он ц ен тр ац и я . Н а б л ю д е н н о е Т р оф и м ов ы м я в л е н и е н о си т н а зв а н и е « о т р и ц а ­ т ел ь н ая а д с о р б ц и я » , в д а н н о м с л у ч а е и он а х л о р а . В о сн о в е его, по м н ен и ю Т р о ф и м о в а , л е ж и т « н ео д н о р о д н о ст ь » п оч в ен н ого р а с т ­ в ор а, в ы зы в а ем а я т ем , что ч асть п о ч в ен н ого р а ст в о р а н а х о д и т с я в а д с о р б и р о в а н н о м со сто я н и и и тол ь к о ч а сть я в л я ется с в о б о д н о й . К о н ц ен тр а ц и я и он а х л о р а н ео д и н а к о в а : о н а м ен ь ш е в а д с о р б и ­ ров ан н ой и б о л ь ш е в с в о б о д н о й ч асти п оч в ен н ого р а ст в о р а . С тр ем я сь о п р ед ел и т ь к ол и ч ество а д с о р б и р о в а н н о г о р а ст в о р а , или « о б ъ е м н е с о д е р ж а щ е й со л ей п лен к и », Т р о ф и м о в (1 9 2 5 ) г о ­ ворит: «М и н и м ал ь н ы е р а зм ер ы Для н ее мы н а й д ем , есл и с д е л а е м сх е м а т и ч ес к о е д о п у щ е н и е , что м е ж д у н ею и св о б о д н ы м р а с т в о ­ ром р е зк а я гр а н и ц а и что в с л у ч а е о т р и ц а тел ь н о й а д со р б ц и и д о л ж н о бы ть п о л н о е у д а л е н и е в ещ ес т в а и з п о в ер х н о ст н о й зоны . Т о г д а , есл и о б ъ е м У р а ст в о р а , н ач а л ь н а я к о н ц ен т р а ц и я к о то р о го Сх, п о сл е см еш ен и я с еди н и ц ей а д с о р б е н т а (почвы ) п р и о б р ел к он ц ен тр ац и ю б о л ь ш ую •— Сг, то д о л ж н о и м еть м ест о р а в ен ст в о с у = C ^(V - х), 132 откуда С2 г д е X — « м и н и м а л ь н а я в ел и ч и н а п о в ер х н о ст н о й зон ы ». П о л ь зу я с ь эт о й ф о р м у л о й и д ан н ы м и св о и х опы тов, Т р о ф и м о в р а ссч и т а л в ел и ч и н у х д л я почв, с к отор ы м и он р а б о т а л . В е л и ­ чины X п ол уч и л и сь т ем м ен ьш е, чем вы ш е бы л а к он ц ен тр ац и я р а с т в о р а х л о р и ст о г о к альц и я. Д л я р а зн ы х к он ц ен т р а ц и й п о с л е д ­ н его Т р о ф и м о в н а ш ел с л е д у ю щ и е величины л:: Почва Чернозем Суглинок Суглинок Подзол . . I II . г игроскопичность, % Объем нерастворяющей пленки X см^ на 100 г почвы от—до 10,5 3,36 3,50 1,45 4,10—9,95 0,79—4,50 2,60—5,00 0 ,70 -1,0 5 П о р я д о к сл е д о в а н и я ги гр оск оп и ч н ости и величины х д р у г за д р у г о м о д и н и тот ж е , но соо т н о ш ен и я м е ж д у ним и в р а зн ы х п оч ­ в а х р азли ч н ы . В обш ,ем , по м н ен и ю Т р о ф и м о в а , « ...в е л и ч и н а (о б ъ е м ) а д с о р б и р о в а н н о й части п оч в ен н ого р а ст в о р а , с в о б о д н о й от х л о р и д о в и н и тр атов , д л я естест в ен н ы х к он ц ен т р а ц и й п о ч в ен ­ н ого р а ст в о р а л е ж и т м е ж д у о р д и н а р н о й и д в о й н о й м а к си м а л ь н о й ги гр о ск оп и ч н ост ь ю почвы ». Т р о ф и м о в у с т а н а в л и в а е т , ч то за в и с и м о с т ь м е ж д у в ел и чи н ой н ер а ст в о р я ю щ ей п л енк и и к о н ц ен т р а ц и ей эл ек т р о л и т а п о д ч и ­ н я ется у р а в н е н и ю а д с о р б ц и и Ф р ей н д л и х а . Он н а х о д и т т а к и е р а в ен ст в а: для для для для чернозема . суглинка I . суглинка II подзола . . а==4,95-С-°’^®. а = 1,00-С-“>2^ а = 1 4 5 -C -« f. а = 0,75-6'-°-^^ г д е а — о б ъ е м н ер а ст в о р я ю щ ей п ленк и, а С — р а в н о в е сн а я к о н ­ ц ен т р а ц и и С1. В в ы в о д а х и з эт о й р а б о т ы Т р о ф и м о в (1 9 2 5 , стр. 6 2 7 ) , в ы ск а ­ зы в а я с у ж д е н и е 6 п р и ч и н ах н а б л ю д е н н о г о я в л ен и я , гов ор и т, что « и сс л е д о в а н н ы е эл ек т р ол и ты [хл ор и ды С а и щ ел оч ей и С а (Ы О з)г] н е р а в н о м ер н о р а с п р е д е л я ю т с я в п оч в ен н ом р а с т в о ­ р е — и м ен н о, в с л е д с т в и е от р и ц а т ел ь н о й а д с о р б ц и и и х п очвой, к он ц ен т р ац и я и х в п о в е р х н о с т н ы х ' сл о я х п оч в ен н ого р а ст в о р а ес л и н е р ав н а н ул ю , то во в ся к ом с л у ч а е в о м н о го р а з м ен ьш е, чем в о ст а л ь н о м р а ст в о р е» . ’ Вероятно, точнее было бы сказать «в приповерхностных слоях». 133 в с л е д у ю щ е й св о ей р а б о т е (1 9 2 7 ) Т р о ф и м о в п р е д л а г а е т новы й м е т о д о п р е д ел ен и я « о б ъ е м а п л ен к и », за к л ю ч а ю щ и й ся в п р о п у с ­ кании р а с т в о р а со л и и зв ест н о й к о н ц ен т р а ц и и (п р и м ен я л и сь 0,01 N хл ор и сты й к альц и й и 0,01 N азо т н о к и сл ы й к ал ь ц и й ) ч ер ез к о л о н к у почвы . В ы т ек аю щ и й ф и л ь тр а т с о б и р а ю т отд ел ь н ы м и п ор ц и я м и , о п р е д е л я ю т и х о б ъ е м и к о н ц ен т р а ц и ю в н и х а н и о н а . О к а зы в а ет ся , есл и в зять, н ап р и м ер , в о зд у ш н о -с у х у ю п оч ву, т о к он ц ен т р ац и я п ер в ы х п орци й ф и л ь тр а та зн а ч и т ел ь н о б о л ь ш е, ч ем и с х о д н о г о р а ст в о р а , в с л е д с т в и е п о гл о щ ен и я п очвой в оды и з н его. Е сл и д о в е с т и опы т д о т о го м о м ен т а , к о гд а к о н ц ен т р а ц и я в ы те­ к а ю щ его ф и л ь тр ата с д е л а е т с я р ав н о й к он ц ен т р а ц и и и с х о д н о г о р а с т в о р а и д а л ь ш е и зм ен я т ь ся у ж е н е б у д е т , то м о ж н о п о д сч и ­ тать, зн а я о б ъ е м ы и к он ц ен т р ац и и о т д ел ь н ы х п орц и й ф и л ь т р а т а , к а к о е к ол и ч еств о воды п о гл о щ ен о п очвой. С у м м и р у я э т у в ел и ­ чин у с к ол и ч еств ом в л аги , н а х о д и в ш е м с я в п оч в е д о оп ы та, у з н а е м о б щ е е к ол и ч ест в о в оды в п л ен к е. Е с л и в зя т ь п оч в у с б о л ь ­ ш ой в л а ж н о с т ь ю и д о в е с т и опы т д о т о го м о м ен т а , к о гд а к он ц ен т ­ р ац и и ф и л ь тр а та , н а э т о т р а з в о зр а с т а ю щ и е , д о ст и г н у т величины к о н ц ен т р ац и и и с х о д н о г о р а ст в о р а , то, зн а я к он ц ен тр ац и и и о б ъ е м ы п о сл ед о в а т ел ь н ы х п орц и й ф и л ь т р а т а и и сх о д н у ю и к о ­ н еч н ую в л а ж н о с т и почвы , м о ж н о т о ж е п о д сч и т а ть к о л и ч ест в о в л аги , о б р а з у ю щ е й «п л ен к у». Опы ты Т р о ф и м о в а с к у б а н ск и м ч ер н о зе м о м с п р и м ен ен и ем 0,01 N р а ст в о р а х л о р и д а к ал ь ц и я п о к а за л и , что н еза в и с и м о о т в л а ж н о с т и почвы , к о то р а я в о д н о м с л у ч а е р а в н я л а сь 7,15% (в о з ­ д у ш н о -с у х а я ), а в д р у г о м —-41,8% (о с т а т о к в л а ги п о сл е с в о б о д ­ ного с т е к а н и я ), о б ъ е м плен ки в о б о и х с л у ч а я х о к а з а л с я о д и н а к о ­ вым; 11,45% в п ер в ом и 11,9% во в то р о м . К а к в эт о м сл у ч а е, т а к и в о п ы тах с са р а т о в с к и м ч ер н о зе м о м , о б ъ е м ы в о д н ы х «п л ен о к » о к а за л и с ь в есь м а б л и зк и м и к в ел и ч и н ам М Г . П р и м ен я я тот ж е ф и л ь тр ац и он н ы й м е т о д и д о п о л н и в его п о сл ед у ю щ и м в ы тесн ен и ем р а ст в о р а з а д е р ж а н н о г о , Т р о ф и м о в п о к а за л , что эт о т р а ст в ор д о с а м о г о к он ц а с о х р а н я е т к о н ц ен т р а ­ ц и ю х л о р а , р а в н у ю к он ц ен тр ац и и и с х о д н о г о р а ст в о р а . О п р ед е л и в за т е м о ст а т о ч н о е с о д е р ж а н и е в л аги в п очве, Т р о ф и м о в у к а зы в а ет , что м ак си м ал ь н ы й о б ъ е м «п л ен к и » н е м о ж е т п ревы ш ать э т о г о о ст а т о ч н о го к ол и ч еств а в л аги . Д л я т р е х и сс л е д о в а н н ы х почв э т о к ол и ч ество со с т а в и л о 2 ,0 — 2,7 м и н и м а л ь н о го о б ъ е м а пленки. Д а л е е Т р о ф и м о в у к а зы в а ет , что при п оп ы тк е п р и м ен и ть в к а ч ест в е р а ст в о р ен н о го в ещ ес т в а в м ест о х л о р и д о в щ ел о ч ей и щ ел оч н ы х зе м е л ь у гл ев о д ы , н ап р и м ер р а зл и ч н ы е с а х а р а , о к а з а ­ л о сь , что « о т р и ц а т ел ь н а я а д с о р б ц и я » у г л е в о д о в зн а ч и т ел ь н а м ен ьш е, чем п р и м ен я в ш и х ся р а н е е эл ек т р о л и т о в . С л ед о в а т ел ь н о ,, и о б ъ е м «п л ен к и » т о ж е м ен ьш е. Т р о ф и м о в п иш ет, что « . .. о т р и ц а т е л ь н а я а д с о р б ц и я эл ек т р о ­ литов п о ч в о й есть результат о б р а з о в а н и я в о д н о й , э л е к т р и ч е с к и н а п р я ж е н н о й п л е н к и у п о ве р х н о с т и частиц; в е л и ч и н а е е теснО’ 134 с в я з а н а с я в л е н и я м и р а з р я ж е н и я и з а р я ж е н и я п о ч в е н н ы х частиц и о п р е д е л я е т с я в п е р в у ю о ч е р е д ь к о н ц е н т р а ц и е й элект ролит ов в о к р у ж а ю щ е м р а с т в о р е . . .» (к ур си в а в т о р а — А . Р . ) . В о д у , с о д е р ж а щ у ю с я в в о д н о й « п л ен к е», Т р о ф и м о в н а зы в а ет с в я за н н о й в о д о й . В н а с т о я щ е е в р ем я э т у д о л ю св я за н н о й в л аги , к о то р а я н е с п о с о б н а р а ст в о р я т ь эл ек т р о л и ты и д р у г и е р а ст в о р и ­ м ы е в ещ ес т в а , мы н а зы в а ем п р о ч н о с в я з а н н о й в л а г о й . О бш и р н ы й м а т е р и а л по в о п р о с у о св я за н н о й в о д е мы н а х о д и м у Д у м а н с к о г о . О н р а з р а б о т а л и у со в е р ш ен с т в о в а л м е т о д о п р е д е ­ л е н и я к ол и ч ест в а св я за н н о й в о д ы —: « м е т о д и н д и к а т о р а » , п р е д л о ­ ж ен н ы й Т р о ф и м о в ы м и осн ов ан н ы й н а о п и са н н о м я в л ен и и « о т р и ­ ц а т ел ь н о й а д с о р б ц и и » р азл и ч н ы х в ещ еств , в в о д и м ы х в и з у ч а е ­ м у ю си ст ем у . И н ы м и сл о в а м и , к ол и ч ест в о св я за н н о й воды о п р е д е л я е т с я к ак к ол и ч ество в оды , н е р а ст в о р я ю щ е й в в о д и м о е в ещ еств о . В к а ч ест в е и н д и к а т о р а Д у м а н с к и й в св о и х и с с л е д о в а ­ н и я х ч а щ е в с е г о п р и м ен я л т р остн и к ов ы й с а х а р . П р и и зуч ен и и с в я за н н о й в о д ы в п о ч в а х эт о т и н ди к атор н е м о ж е т , п о -в и д и м о м у , сч и та ть ся безу п р еч н ы м , т а к к ак он при и зв естн ы х у сл о в и я х с о р ­ б и р у е т с я почвой. ‘ И . Н . А н т и п о в -К а р а т а ев и Т . Ф. А н т и п о в а -К а р а т а е в а (1 9 3 5 ) н а б л ю д а л и со р б ц и ю с а х а р а п оч вой при в ы сок и х к о н ц ен т р а ц и я х с а х а р н о г о р а с т в о р а в о т су тств и и эл ек т р о л и т о в и при зн а ч и т ел ь н о б о л е е н и зк и х к о н ц ен т р а ц и я х с а х а р н о г о р а ст в о р а в п р и сутств и и э л ек т р о л и т о в при к он ц ен т р ац и и п о с л е д н и х н ач и н а я с 0 , 1 — 0 ,2 н. П о э т о м у п р и м е н ен и е с а х а р а в к а ч ест в е и н д и к а т о р а при и зу ч ен и и св я зы в а н и я в оды п оч в ам и н е м о ж е т сч и таться п ов ы ш аю щ и м т о ч ­ н ость р езу л ь т а т о в . В р а б о т е А. В . Д у м а н с к о г о и А . П . Д у м а н с к о й (1 9 3 4 ) мы н а ­ х о д и м р я д да н н ы х , х а р а к т е р и зу ю щ и х с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды в р а зл и ч н ы х п оч в ах. Э ти д а н н ы е п р и в ед ен ы в т а б л . 2 7 . В к а ч еств е и н д и к а т о р а авторы п р и м ен я л и с а х а р в 2 0 — 2 5 % -ном р а ст в о р е. В св о и х в ы в о д а х авторы п о д ч ер к и в а ю т б л и ­ з о с т ь в ел и ч и н с о д е р ж а н и я с в я з а н н о й в оды и вели чи н с о д е р ж а н и я г и гр о ск о п и ч еск о й в оды (в в о зд у ш н о -с у х и х о б р а з ц а х ) . В ы ч и сл ен ­ н ы е н а м и с р е д н и е величины (см . т а б л . 27, п о с л е д н я я ст р о к а ) п о л н о сть ю п о д т в е р ж д а ю т б л и зо ст ь эт и х вел ичи н . М е т о д Д у м а н с к о г о бы л п р и м ен ен Д о л г о в ы м ( 1 9 4 8 а ), которы й о п р е д е л и л с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды в н еск о л ь к и х п оч в ах, ■пользуясь са х а р н ы м и р а ст в о р а м и р а зл и ч н ы х к о н ц ен тр а ц и й . Н е к о т о р ы е и з р езу л ь т а т о в его опы тов п р и в о д я т ся в т а б л . 28 и в гр а ф и ч е ск о й ф о р м е н а р ис. 37. О тм ети м , что п ри в ы со к и х к о н ц е н т р а ц и я х с а х а р н о г о р а с т в о р а н а б л ю д а е т с я н е о ж и д а н н о е в о з р а с т а н и е к о л и ч е с т в а с в я за н н о й во д ы (т а б л . 2 8 ). А н а л и зи р у я эт и д а н н ы е, Д о л г о в о т м еч а ет , ч то в и н т ер в а л е к о н ц ен т р ац и й с а х а р н о г о р а ст в о р а п р и м ер н о от 8 д о 4 0 % , что < ;оответствует и н т е р в а л у о см о т и ч еск и х д а в л е н и й о т 7 д о 50 атм ., 135 Таблица 27 Содержание связанной воды в почвах (по данным Думанского и Думанской, 1934) Глубина взятия образца, см Почва 1265 1—10 Южный чернозем 0—10 2,57 2.85 2 0 -3 0 60—70 0 -1 5 1 2 -2 5 5.53 2,55 2,70 ......................... 4,99 5.38 2 0 -3 0 25 0—10 Мощный чернозем 20—30 660 0—10 Выщелоченный чернозем 20—30 Сильно выщелоченный чернозем 0—10 2 0 -3 0 753 0—10 Обыкновенный чернозем 2 0 -3 0 1217 0—10 Солонец 2 0 -3 0 112 1654 1143 111 0—10 2 0 -3 0 60—70 Темно-серая 0—10 Серая Светло-серая Дерново-слабоподзолистая Средние 7,07 20—30 0—10 Обыкновенный чернозем Содержа­ ние свя­ занной, влаги, % 7.59 7,13 7,08 7,35 7,03 7.59 6.92 6,79 3,82 3,24 7.84 8.84 6.37 6.37 3,64 4,19 4,12 2,96 2,63 2.93 2,91 5.85 2.59 3,30 2 0 -3 0 2698 Содержание гигроскопиче­ ской влаги, 6,66 6,62 6.85 6.85 7,06 5.84 6,03 3,68 3,19 7,22 7,77 5,90 5,99 3,50 3.52 3,28 2,88 2,88 к ол и ч ество св я за н н о й воды о ст а ет ся п рак ти ч еск и почти п о ст о я н ­ ным. Э т у в о д у Д о л г о в в с л е д з а д р у ги м и и сс л е д о в а т ел я м и н а зы ­ в а ет п роч н о св я за н н о й . Е е в ы д ел е н и е в к а ч еств е о с о б о й к а т е г о ­ рии отч етл и в о п о д т в е р ж д а е т с я почти вер ти к ал ьн ы м и о т р е зк а м и кривы х н а р ис. 37. С о д е р ж а н и е п роч н о св я за н н о й воды , су д я по дан н ы м т а б л . 28, почти во в сех сл у ч а я х о к а за л о с ь н еск ол ь к о м еньш им , чем в ел и ч и н а м ак си м а л ь н о й ги гр оск оп и ч н ости . И с х о д я и з то го , что с о д е р ж а н и е прочн о св я за н н о й воды н ач и н ая с н ек о ­ т о р о й м и н и м ал ь н ой к он ц ен тр ац и и п р и м ен я ем о го р а ст в о р а я в л я ­ ется вел и ч и н ой п ост оя н н ой , о н о м о ж е т бы ть в зя т о з а м ер у н а и ­ б о л ь ш его к ол и ч еств а проч н о св я за н н о й в оды , т. е. з а в ел и чи н у м ак си м а л ь н о й а д с о р б ц и о н н о й в л а го ем к о ст и . Т ак и м о б р а зо м , м е т о д о п р е д ел ен и я н ер а ст в о р я ю ш его о б ъ е м а я в л я ется в то ж е в р ем я м ет о д о м о п р е д ел ен и я величины М А В . В и н т ер в а л е к о н ц ен т р ац и и с а х а р н о г о р а ст в о р а о т 8 д о 2% , что со о т в ет ст в у е т и н т е р в а л у осм о т и ч еск и х д а в л е н и й от 6,9 д о 1,5 а тм ., к ол и ч ество св я за н н о й водь г б ы стр о в о зр а с т а е т , п р ев ос136 х о д я при 2 % -ной к он ц ен т р ац и и р а ст в о р а в ел и ч и н у М Г в 2 — 4 р а з а . Т а к к ак э т а ч асть св я за н н о й в оды очень л егк о , у ж е в р е зу л ь т а т е н еб о л ь ш о го п овы ш ен ия о см о т и ч еск о г о д а в л е н и я с а х а р н о г о р а ст в о р а , о т н и м а ет ся от п оч венны х ч асти ц , то е е ц е л е ­ с о о б р а з н о н азы в ать р ы х л о с в я з а н н о й . Рис. 37. Зависимость содержания связанной влаги в почвах от осмотического давления равновесного раствора сахара (по Долгову). 1 — темно-каш тановая почва, 2 — лёсс, 4 — пылеватый суглинок. 3 — серозем, Г а б лщ а 28 Количество связанной воды, максимальная гигроскопичность и максимальная молекулярная влагоемкость для нескольких почв (по данным Долгова, 1948) Сахарный раствор концент­ рация, % 2 .2 5 .4 8 .4 2 0 .6 30.5 40,7 ММВ (метод центри­ фуги . . МГ . . . . Количество связанной воды, % от веса сухой почвы осмотич. давление. атм. пылеватый суглинок 1,6 4.3 6.3 19,0 33,5 56,8 7,09 темно­ подзоли­ каштано­ стая почва, вая гор. Ач лёсс чернозем 7,30 2,98 1.58 1.27 1.52 2,15 1 0 ,1 0 6,00 11,37 7.78 6,73 6,53 6,71 7,18 9,57 3.21 4,32 3,86 3,00 2.80 24,56 11.87 11,08 11,06 8,16 .9 ,6 5 2,36 3,14 12,54 5,44 4,60 3,59 2,69 3,43 7.09 10 ,1 1 28,68 21.28 7,48 15,54 2,04 3,96 12,95 9.49 2,16 3,26 2 ,6 8 2 ,0 2 серозем 137 в обы чны х, н е з а с е л е н н ы х п оч в ах о см о т и ч еск о е д а в л е н и е п оч­ в ен н ого р а с т в о р а по бол ь ш ей ч асти н е п р ев ы ш а ет 1— 1,5 атм . Т ак , н ап р и м ер , по д а н н ы м Т р о ф и м о в а ( 1 9 2 4 ), относящ и м ся- к п о д з о ­ л и стой поч в е оп ы тн ого п ол я С ел ь с к о х о зя й с т в ен н о й а к а д ем и и им. Т и м и р я зев а , о с м о т и ч еск о е д а в л е н и е п оч в ен н ого р а ст в о р а в т еч ен и е л е т н е го п е р и о д а к о л е б а л о с ь от 0 ,3 5 д о 1,60 атм . П о д а н ­ ным М э д ж и с т е д а и Р е й т е м е й е р а ( M a g is t a d a n d R e ite m e ie r , 1 9 4 3 ), д а ж е н а с л а б о за с о л е н н ы х п о ч в а х и п ри том при в л а ж н о с т и почвы, р ав н ой к о эф ф и ц и ен т у за в я д а н и я , о см о т и ч еск о е д а в л е н и е п о ч в ен ­ н ого р а ст в о р а н е п р ев ы ш ал о 1,8 атм . П р и т а к и х н и зк и х в ел и ч и н а х о см о т и ч еск о г о д а в л е н и я п оч в ен ­ ного р а ст в о р а о б щ е е с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды в естест в ен н ы х п оч в ах м о ж е т д о ст и г а т ь 2 — 4-к р ат н о й величины М Г и д а ж е б о л е е . П р и п овы ш ени и о см о т и ч еск о г о д а в л е н и я , н а п р и м ер в сл ед с т в и е ум ен ь ш ен и я в л а ж н о с т и почвы , с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды у м ен ь ш а ет ся . Н а с о д е р ж а н и е св я за н н о й в оды в л и я ет т а к ж е у в л а ж н е н и е и в ы суш и в ан и е почвы . Т ак , по дан н ы м В . А . Ф р а н ц е сс о н а ( 1 9 4 7 ), от н о с я щ и м с я к ч е р н о зе м у с К у зн ец к о й опы тной ста н ц и и , с о д е р ­ ж а н и е св я за н н о й воды о к а за л о с ь равны м в п оч в е с естест в ен н о й в л а ж н о с т ь ю 17,4% , в п очве, в ы суш ен н ой на в о з д у х е в л а б о р а т о ­ рии, 15,7% , в п очве, в ы суш ен н ой в т е р м о с т а т е при 45°, 14— 2 % , в п очве, в ы суш ен н ой в т е р м о с т а т е при 105°, 10,8% , в п очве, в ы су ­ ш ен н ой д о в о зд у ш н о -с у х о г о со ст о я н и я и п отом у в л а ж н е н н о й в о д о й д о 44% с в ы стаи в ан и ем в т еч ен и е 2 су то к , 16,6% . О ч ев и дн о, в ы суш и в ан и е в ы зы вает у м ен ь ш ен и е п о в ер х н о ст и и си л ь н ую д е г и д р а т а ц и ю н ек о т о р о й ч асти к о л л о и д о в . О б р а т н о е и х н а б у х а н и е я в л я ется п р о ц е сс о м м едл ен н ы м . Р а з р у ш е н и е ес т ест в ен н о й стр уктур ы в л еч ет з а со б о й зн а ч и ­ т ел ь н о е з а м е д л е н и е в п р о ц е с с а х п ер ед в и ж е н и я в л аги и со л ей . Т ак , по д а н н ы м Ф р а н ц е сс о н а ( 1 9 4 7 ), с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды о к а за л о с ь равн ы м ( %) : В сырой почве с естественной структурой, через 1 час . . — 17,4 То же, через I сут к и .................................................................. — 17,4 В почве перемятой, через 1 ч а с .................................................— 24.3 То же, через 1 сутки...................................................................... — 19,6 Э ти д а н н ы е гов ор я т о том , что в поч в е с естест в ен н о й ст р у к ­ турой кол и ч ество воды , «н е за т р а г и в а е м о й д и ф ф у зи е й ионов СГ', я в л я ется вел и чи ной п остоян н ой , с о в п а д а я с с о д е р ж а н и е м с в я з а н ­ н ой воды . В поч ве ж е п ер ем я т о й р а в н о в е си е в т еч ен и е о д н о г о ч а са н е у ст а н а в л и в а ет ся , т. е. д и ф ф у з и я п р о д о л ж а е т с я , и с о д е р ж а н и е в оды п р а в и л ь н ее н азы в ать «н е за т р а г и в а ем ы м д и ф ф у зи е й » . Э то, в св ою о ч ер ед ь , у к а зы в а ет на то, что ст р у к т у р а п р о м е ж у т к о в в поч ве п ер ем я то й со в ер ш ен н о и н ая, ч ем в поч ве естеств ен н ой . « В естеств ен н ы х а г р ег а т а х почвы ,— гов ор и т Ф р а н ц е сс о н ,— и м еет м есто ср а в н и тел ь н о р езк а я гр ан ь м е ж д у п о р а м и , зап ол н ен н ы м и с в о б о д н о й в о д о й , п о которы м д и ф ф у з и я эл ек т р о л и то в со в е р ­ 138 ш а ет с я с в о б о д н о и ср а в н и т ел ь н о бы ст р о, и п о р а м и , за п о л н ен н ы м и с в я з а н н о й в о д о й , в к отор ы е эл ек т р о л и ты п р он и к а ю т м ед л ен н о и т р у д н о . В а г р е г а т а х и з п ер ем я т о й п очв ен н ой м а ссы э т а р езк а я гр а н ь м е ж д у д в у м я т и п ам и пор с г л а ж и в а е т с я , т а к к а к в р е зу л ь ­ т а т е д и сп е р г и р о в а н и я , п р о и с х о д я щ е г о при п ер ем я т и и почвы, б о л е е к руп н ы е поры , с о д е р ж а щ и е с в о б о д н у ю в о д у , за п о л н я ю т ся т о н к о д и сп ер сн ы м и ч а ст и ц а м и , в с л е д с т в и е ч его в п оч в ен н ой м а с с е , к ак у к а з а л н а э т о К ач и н ск и й ( 1 9 4 5 ), в о зн и к а ет м н о го новы х т о н ­ к и х п ор , за п о л н ен н ы х р ы хл о св я за н н о й в о д о й . П ор ы ж е , з а п о л ­ н ен н ы е с в о б о д н о й в о д о й , си л ь н о у м ен ь ш а ю т ся в св о е м к о л и ч е­ ст в е. В р е зу л ь т а т е зн а ч и т ел ь н а я ч асть с в о б о д н о й в оды в поч ве п е р е х о д и т в р ы хл о св я за н н у ю » . О п р е д е л е н и е с о д е р ж а н и я св я за н н о й воды по м е т о д у н е р а с т в о ­ р я ю щ ег о о б ъ е м а , т. е. по м е т о д у Т р о ф и м о в а , бы ло с д е л а н о т а к ж е А л ь т ен о м и К у р м и с о м (A lte n a n d K u r m ie s, 1935) д л я б ен т о н и та , н а сы щ ен н о го р азл и ч н ы м и к ати он ам и . К с о ж а л е н и ю , авторы не п р и в о д я т величины м а к си м а л ь н о й ги гр оск оп и ч н о ст и эт о г о б е н ­ т о н и т а и д а ю т ли ш ь в ел и ч и н у его ем к ости о б м е н а . П о с л е д н я я р а в н а 9 5 м -эк в . н а 100 г. У читы вая, что н а 1 м -эк в . ем к ости о б ы ч н о п р и х о д и т ся о к о л о 2 0 м и л л и м о л ей воды при в л а ж н о с т и , р а в н о й М Г (см . т а б л . 1 2 ), п о сл ед н ю ю в ел и ч и н у м о ж н о о п р е д е ­ ли ть д л я д а н н о г о б ен т о н и т а п р и б л и зи т ел ь н о 2 0 X 9 5 X 0 , 0 1 8 --= 3 4 0 / 0. Р езу л ь т а т ы о п р е д ел ен и й А л ь т ен а и К у р м и с а п р и в о д я т ся в т а б л . 2 8 а . И з эт и х д а н н ы х в и д н о, что в бен т о н и те, н а сы щ ен н о м к а л и ем , м а гн и ем и к ал ь ц и ем , с о д е р ж а н и е св я за н н о й в оды д а ж е Таблица 28а Содержание связанной воды (смз/100 г) в бентоните, насыщенном разными катионами (по данным Альтена и Курмиса, 1935) Насыщающий катион Солевой раствор Na- NaCl Na- Na2S 04 К‘ KCl Mg" MgGlg Mg" MgS 04 Са" CaCl2 Расчет сделан по аниону катиону аниону катиону аниону катиону аниону катиону аниону катиону аниону катиону Концентрация солевогб раствора ОД 0,2 0.5 1,0 2,0 89 90 106 108 34 35 34 37 16 16 33 38 70 68 76 76 27 24 32 30 19 19 30 29 48 ' 46 50 50 18 19 29 26 22 22 27 27 36 38 37 39 14 14 27 26 26 26 26 25 26 25 32 32 11 11 23 22 29 29 22 22 139 при к о н ц ен т р а ц и и с о л ев о г о р а ст в о р а 0,1 н е п р ев ы ш а ет в ел и ­ чины М Г . С п ов ы ш ен и ем ж е к он ц ен тр а ц и и д о 2 N с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды зн ач и т ел ь н о у м ен ь ш а ет ся , о с о б е н н о р езк о д л я б ен т о н и т а , н асы щ ен н ого к ал и ем . С в о е о б р а зн о п о в е д е н и е б е н т о ­ н ита, н а сы щ ен н о го м а гн и ем , в р а с т в о р е су л ь ф а т а м агн и я , когда: с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды в о зр а с т а е т с у в ел и ч ен и ем к о н ц ен т ­ р ац и и с о л ев о г о р а ст в о р а . Ч т о к а са е т с я б ен т о н и т а , н асы щ ен н о го н атр и ем , то при н и зк и х к о н ц ен т р а ц и я х со л ев о г о р а ст в о р а с о д е р ­ ж а н и е св я за н н о й воды в н ем зн ач и т ел ь н о п р ев ы ш а ет вел и чи н у М Г — п р и м ер н о в 3 р а з а при к он ц ен тр а ц и и р а ст в о р а , р а в н о й 0,1 н. М о ж н о д у м а т ь , что п ов ы ш ен н ое с о д е р ж а н и е св я за н н о й воды при н асы щ ен и и б ен т о н и т а и он ом н атр и я в ы зы вается гл авн ы м о б р а ­ зо м р а с п а д о м а гр ега т о в на п ер ви ч н ы е частицы . В о п р о с о т о л щ и н е сл о я прочн о св я за н н о й воды бы л и с с л е д о ­ в ан Б о у э р о м и Г ер т ц ен ом (B o w e r a n d G o e r tz e n , 1 9 5 5 ). П о л ь зу я сь п оч в ам и , н асы щ ен ны м и и он ом н атр и я или к ал ь ц и я и р а ст в о р а м и х л о р и д а или с у л ь ф а т а н атр и я в п ер в ом с л у ч а е и х л о р и д а к а л ь ­ ция — в о в тор ом , авторы уст а н о в и л и , что при к о н ц ен т р а ц и и эл ек т ­ р о л и та , р авн ой 1 п., т о л щ и н а сл о я п роч н о св я за н н о й воды (н ер а ст в о р я ю щ и й о б ъ е м ) о к а за л о с ь р а в н о й 2 ,3 — 3 ,4 А, т. е. п р и ­ м ер н о д и а м е т р у од н о й м ол ек ул ы воды . Э ти ж е и сс л е д о в а т ел и у ст а н о в и л и , что м е ж д у у д ел ь н о й п о в ер х н о ст ь ю почвы и в ел и ч и ­ ной о т р и ц а тел ь н о й а д с о р б ц и и с у щ ес т в у е т л и н ей н а я за в и си м о ст ь , п одч и н ен н ая у р а в н ен и ю р егр есси и Г = 3 , 6 0 - f 3 2 ,7 2 X при к о эф ф и ц и ен т е к ор р ел я ц и и 0,9 7 4 , в к ото р о м У — п о в ер х н о ст ь в м^/г, а J — о т р и ц а т е л ь н а я а д с о р б ц и я в м -эк в. на 100 г почвы. П . А . К р ю к ов и А . Л . Ж у ч к о в а (1 9 6 3 ) в р е зу л ь т а т е и с с л е д о ­ в ан и я п о сл ед о в а т ел ь н о о т ж и м а ем ы х и з гор н ы х п о р о д п орций р а ст в о р а при ш ли к в ы в о д у о т ом , что к он ц ен т р а ц и я р а ст в о р а в н ач ал ь н ой ст а д и и о т ж и м а н и я п о ст о я н н а , за т е м н а ч и н а ет п а д а т ь и, н ак он ец , д е л а е т с я р авн ой н улю . Н а о сн о в а н и и эт о го авторы у т в е р ж д а ю т , что « н ер а ст в о р я ю щ и й о б ъ е м » н е с л е д у е т п р е д с т а в ­ лять с е б е как п л ен к у чи стой в оды , о к р у ж а ю щ е й части ц ы т в е р д о й ф азы . В д ей ст в и т ел ь н о ст и эт ой в л аги х в а т а е т тол ь к о н а то, чтобы за п о л н и т ь н а и б о л е е активн ы е уч аст к и на п о в ер х н о ст и р а з д е л а с т в е р д о й ф а зо й . 3. Физические свойства прочно связанной воды П р оч н о с в я за н н а я в о д а о б л а д а е т р я д о м св ой ств , по которы м о н а от л и ч а ет ся от обы чн ой воды . О д н о и з эт и х с в о й с т в —-о т с у т ­ ст в и е сп о с о б н о ст и к р а ст в о р ен и ю эл ек т р о л и то в и д р у г и х р а с т в о ­ р им ы х в в о д е в ещ еств — мы у ж е р а ссм о т р е л и вы ш е. Т еп ер ь о б р а ­ ти м ся к р а ссм о т р е н и ю д р у г и х св ой ств п роч н о св я за н н о й воды . И з и х ч и сл а п р е ж д е в сего с л е д у е т у к а за т ь на п ов ы ш ен н ую ее 140 п л отн ость, в о зн и к а ю щ у ю п о д в л и я н и ем т е х зн а ч и т ел ь н ы х сил п р и т я ж ен и я , котор ы м и он а у д е р ж и в а е т с я у п о в ер х н о ст и п оч в ен ­ ны х ч асти ц . П ов ы щ ен н ая п л от н ост ь св я за н н о й воды б ы л а о б н а ­ р у ж е н а на р я д е р а зл и ч н ы х о б ъ ек т о в . Ч то к а са е т с я почв, то д о н е д а в н е г о в р ем ен и с у щ е с т в о в а л а ед и н с т в е н н а я р а б о т а М . В . Ч а ­ п ек а ( 1 9 3 6 ), в к отор ой п л от н ост ь св я за н н о й в оды в п оч в е бы ла о п р е д е л е н а эк с п ер и м ен т а л ь н о . М е т о д и сс л е д о в а н и я за к л ю ч а л ся в т о м , что у д ел ь н ы й в ес су х о й почвы и почвы с р азл и ч н ы м с о д е р ­ ж а н и е м воды о п р е д е л я л с я п и к н ом етр и ч еск и с к а к о й -л и б о н еп о ­ л я р н о й ж и д к о с т ь ю (б е н зи н о м , б е н з о л о м , л и гр о и н о м и т. д .) . Р езу л ь т а т ы эт и х о п р е д ел ен и й п р и в о д я т ся в т а б л . 29. Таблица 29 Плотность связанной воды при различной влажности почвы (по данным Чапека, 1936) Содержание воды, % от веса почвы Приращение содержания, % Плотность воды, г/см^ Объем воды, см^ЮО г почвы К аменно-степной 1,640 3,179 5,095 6,270 7,473 7,517 11,630 13,870 1,539 1,916 1,175 1,203 0,44 4,113 2,240 Приращение объема, см® Плотность данной порции черно зем 1,745 0,940 1,564 2,04 1,376 3,70 1,340 4,68 1,266 5,90 1,264 5,93 1,155 10,09 1,128 12,30 0,940 1,10 1,745 1,40 1,66 1,15 0,98 1,20 1,22 0,988 0,03 4,016 1,026 2,21 1,012 1,450 1,17 1,375 1,034 1,22 1,008 0,83 1,062 1,54 0,96 Аллювиальный суглиник 1,991 3,200 4,430 5,312 6,792 1,209 1,230 0,882 1,480 1,375 1,450 1,220 2,62 1,155 3,84 1,139 4,67 1,110 6,21 П р и м е ч а н и е . Величины приращений.содержания воды, объемов, при­ ращений объемов и плотностей отдельных последовательных порций воды вы­ числены нами. — А. Р. 141 ‘Ч., И з эт о й т абл и ц ы в и д н о , что н а и б о л ь ш ей п л о тн о сть ю о т л и ­ ч аю тся п орц и и в л аги , н а и б о л е е б л и зк и е к п о в ер х н о ст и ч а ст и ц почвы. П л о т н о ст ь с л е д у ю щ и х п орц и й а д с о р б и р у е м о й в л аги у м ен ь ш а ет ся и в к он ц е кон цов п р и б л и ж а е т с я к ед и н и ц е. М а к с и ­ м ал ьн ы е величины п л от н ост и в н утр ен н и х сл о ев св я за н н о й в оды д о с т и г а ю т 1,745 у к а м ен н о -ст еп н о го ч е р н о зе м а и 1,375 у а л л ю ­ в и а л ь н о го сугл и н к а. П р и в ед ен н ы е д а н н ы е п о зв о л я ю т су д и т ь и о м а к си м а л ь н о м к ол и ч ест в е п роч н о св я за н н о й , т. е. о б л а д а ю ­ щ ей повы ш ен ной п л отн ость ю в л аги . Э т о к ол и ч ество со о т в ет ст в у е т т о м у м о м ен т у , к о гд а п л от н ост ь о ч ер ед н о й п о гл о щ а ем о й порц и и в л аги п а д а е т д о еди н и ц ы . В к а м ен н о -ст еп н о м ч е р н о зе м е эт о н а б л ю д а е т с я при в л а ж н о с т и о к о л о 6 ,2 7 % , а в а л л ю в и а л ь н о м су гл и н к е — о к о л о 5,31% . К с о ж а л е н и ю , ав тор н е п р и в о д и т в ел и ­ чин М Г д л я эт и х почв. Н о в ел и ч и н у М Г к а м ен н о -ст еп н о го ч ер н о ­ з е м а мы м о ж е м н ай ти в р а б о т е Н . Н . Н и к а н о р о в о й (1 9 5 3 ). 1 В т а б л . 17 на стр. 119 е е р а б о т ы в и д и м , что М Г к а м ен н о -ст еп н о го ' ч е р н о зе м а р а в н а п р и м ер н о 12% . С л е д о в а т ел ь н о , п роч н о с в я з а н ­ н ая в л а г а с о с т а в л я ет неско'лкко’ б о л е е 5 0% в ел и ч и ны М Г и ее м а к си м а л ь н о е с о д е р ж а н и е со о т в ет ст в у е т З н а я м а к си м а л ь н о е к ол и ч ество а д с о р б и р о в а н н о й в л аги , м о ж н о найти и с р ед н ю ю п л отн ость ее. Д л я к а м ен н о -ст еп н о го ч ер ­ н о зе м а о н а р а в н а 1,34, а д л я а л л ю в и а л ь н о го с у г л и н к а — 1,22. И з эт и х д а н н ы х в и д н о, что п р е д л о ж е н и е Н . А . К а ч и н ск о го (1 9 4 7 ) вы числять о б ъ е м п рочн о св я за н н о й в л а ги в п р е д п о л о ж е н и и , .что е е ср ед н я я п л отн ость р а в н а 1,50, я в л я ется ош и боч н ы м и в ед е т к п р еум ен ь ш ен и ю эт о г о о б ъ е м а . Д е В и т и А р е н с ( D e W it a n d A r e n s, 1 9 5 0 ), п о л ь зу я сь пикном етр и ч еск и м м ет о д о м , о п р е д е л я л и в к ер о си н е п л отн ость г и д р а т и ­ р ован н ы х гли н при р а зн о й и х в л а ж н о с т и . Д л я м о н тм о р и л л о н и т а при в л а ж н о с т и 2 8 ,4 , 16,6 и 11,6% , п л отн ость св я за н н о й в л аги р а в ­ н я л а сь 1,31— 1,39. Р а с с м а т р и в а я м о д ел и ст р о ен и я св я за н н о й воды , п р е д л о ж е н н ы е Х ен д р и к со м и Д ж е ф ф е р с о н о м (H e n d r ic k s a n d J e ffe r s o n , 1 9 3 8 ), с о д н о й стор он ы , и М эси (М а с е у , 1942) — с д р у г о й , авторы п о д д е р ж и в а ю т в згл я д ы п о с л е д н е г о , т а к как р а сч ет п о к а зы в а ет , что в его м о д ел и у д ел ь н ы й о б ъ е м св я за н н о й воды д о л ж е н р ав н я т ь ся 0 ,7 3 см^/г (что со о т в ет ст в у е т п л отн ости 1 ,3 7 ), в то в р ем я к ак в м о д е л и Х ен д р и к са — Д ж е ф ф е р с о н а 1,11 с м ^ г (п л отн ость 0 ,9 ). В и л и а м с о н (W ilia m so n , 1951) в р е зу л ь т а т е к р и ти ч еск ого а н а ­ л и з а б о л ь ш о го л и т ер а т у р н о г о м а т е р и а л а в ы ск а зы в а ет п р е д п о л о ­ ж е н и е , что с обм ен н ы м и к ати он ам и с в я з а н а в о д а повы ш ен н ой пл отн ости , а с б а за л ь н ы м и п л о ск о ст я м и — в о д а п о н и ж е н н о й п л о т ­ н ости , м о ж е т бы ть д а ж е н и ж е един и ц ы . П о л ь зу я с ь м ет о д и к о й Ч а п е к а , п л отн ость р а зл и ч н ы х п орций ги гр оск оп и ч еск и св я за н н о й в л аги в п оч вен н ы х к о л л о и д а х о п р е д е ­ ли л Р е с п о н д е к (R e sp o n d e k , 1 9 5 8 ). О н р а б о т а л с п ятью о б ъ е к ­ та м и , к р ат к ая х а р а к т ер и ст и к а к отор ы х д а н а в т а б л . 30. 142 Таблица 30 Краткая характеристика почвенных коллоидов, с которыми работал Респондек (1958) Почва, из которой выделен коллоид Базальтовая . . . . Красная глина . . . Сланцевая . . . . Аллювиальная . . . Лёссовидный суглинок Примечание. цием. Молекуляр­ ное отно­ Содержа­ шение ние гумуса, УВ, г/см^ SIO3 R.03 2,87 2,30 2,43 3,41 2,45 2,19 2,45 0,99 1,67 1,73 2,57 2.67 2,81 2,65 2.67 Емкость обмена, м-экв. на 100 г Количество влаги, погло­ щаемой над 50%-ной серной кислотой, % 58,9 38,6 32,5 40,2 47,8 9.8 4.3 3.3 5,2 6.8 Размер частичек не указан. Коллоиды насыщены каль­ П л о т н о с т ь с о р б и р о в а н н о й в л а ги о п р е д е л я л а с ь при р а зн о й в л а ж н о с т и , н е п р ев ы ш ав ш ей , о д н а к о , 127о. О к а за л о с ь , что с у в е ­ л и ч ен и ем в л а ж н о с т и почвы п л от н ост ь со р б и р о в а н н о й в л аги гг ® •Л• О2 ® 3 • 4 • 5 5 Влажность Рис. 38. Плотность связанной воды в зависимости от влажности (состав­ лено по данным Респондека). Гигроскопичность над 50%-ным H2SO4: i — почва на сланце, 2 — красная глина, 3 — аллю виальная почва. 4 — лёссовидный суглинок, 5 — базальтовая почва. у м ен ь ш а ет ся . Н а и в ы сш а я п л отн ость, н а б л ю д а в ш а я с я н а к о л ­ л о и д е , в ы д ел ен н о м и з б а за л ь т о в о й почвы , при в л а ж н о с т и , р авн ой 1,85% , р а в н я л а сь 1,853. М ы о б р а б о т а л и д а н н ы е Р е с п о н д е к а т а к ж е , к ак и д а н н ы е Ч а п ек а , т. е. и з су м м а р н ы х п л от н о ст ей в л аги п ри р а зн о й в л а ж ­ н ости вы числили п л от н ост и о т д ел ь н ы х п ор ц и й со р б и р о в а н н о й в л аги . Р е з у л ь т а т ы вы числен ий п р ед ст а в л ен ы н а р и с. 38. Х отя 143 р а з б р о с точ ек и п ол уч и л ся очень б о л ь ш о й , о д н а к о отч етл и во в и дн о, что п ер в ы е п орц и и со р б и р о в а н н о й в л аги в п р е д е л а х с о д е р ­ ж а н и я в л аги от О д о 3 — 5% о б л а д а ю т за м е т н о п ов ы ш ен н ой п л о т ­ ностью . К а ж д а я п о с л е д у ю щ а я п орц и я с о р б и р о в а н н о й в л аги и м еет в се м ен ьш ую и м ен ь ш ую п л отн ость. П р и в л а ж н о с т и , п р ев ы ш а ю ­ щ ей ту, к отор ая со о т в ет ст в у е т ги гр о ск о п и ч н о сти н а д 5 0 % -ным р а ст в о р о м сер н ой кислоты и к о то р а я б л и зк а к ги гр оск оп и ч н ости в о зд у ш н о -с у х о й почвы , п л отн ость с о р б и р о в а н н о й в л аги у в сех эт и х о б ъ ек т о в не п р ев ы ш ает един иц ы . Т ак им о б р а з о м , в се р а ссм о т р ен н ы е р а б о т ы к ак б у д т о со г л а сн о св и д е т е л ь ст в у ю т о том , что в л а га , а д со р б и р о в а н н а я п оч вой , и м еет п л от н ост ь вы ш е еди ни цы . О д н а к о о к о н ч а тел ь н о го б ес сп о р н о го р еш ен и я в о п р о с о п л от н ост и с в я з а н н о й в л аги в се ж е н е и м еет, и есть р аботы , к отор ы е п о зв о л я ю т д о п у ст и т ь и и н о е р еш ен и е вопроса. Т ак, н ап р и м ер , Г. Б. Б ок и й (1 9 6 1 ) п р е д п о л а г а е т , что м олек улы п ер в о го сл оя воды , а д с о р б и р о в а н н о й гл и н и стой ч а ст и ц ей , р а с п о ­ л а г а ю т с я в « я м к а х » , о б р а зо в а н н ы х а т о м а м и к и сл о р о д а в сл о е э т и х ат о м о в , п р е д ст а в л я ю щ и х с о б о й о сн о в а н и я т е т р а э д р о в к р ем ­ н ек и с л о р о д н о г о «м о ти в а » . Н а д н е к а ж д о й т а к о й я м к и р а с п о л а ­ г а е т с я гр уп п а О Н , с к отор ой м о л е к у л а воды и м о ж е т о б р а зо в а т ь св я зь. Р а з м е р ям ки к ак р а з т ак ов , что д о п у с к а е т в х о ж д е н и е в н ее м ол ек ул ы в оды . Т а к а я м о л е к у л а очен ь у ст о й ч и в а , т а к к ак края я м к и ск р ы ваю т е е от бок ов ы х у д а р о в м о л ек у л , н а х о д я щ и х с я в т р а н сл я ц и о н н о м д в и ж ен и и . Р а сс т о я н и я м е ж д у ц ен т р ам и гек са го н а л ь н ы х я м о к равны 5,5 А . В то ж е в р ем я р а сст о я н и я м е ж д у м о л е к у л а м и воды в ж и д ­ кой в о д е и во л ь д у равны 2 ,7 6 А . С л е д о в а т ел ь н о , в п ер в ом с л о е м ол ек у л ы воды н а х о д я т с я на р а сст о я н и я х , и ск л ю ч аю щ и х в о зм о ж н о с т ь в о зн и к н о в ен и я м е ж д у ним и в о д о р о д н ы х св я зей и о б р а зо в а н и я и сти н н ого м о н о м о л е к у ­ л я р н о го а д с о р б ц и о н н о г о сл оя . О ч ев и д н о, что п л отн ость воды в п ер в ом с л о е б у д е т м ен ь ш е единицы . Таблица 30а Плотность связанной воды (по данным Сункеля^ 1964) Почва Мергелистая Бурая Интервал влажности, для которого определялась плотность, % 0 -3 ,9 3 3,93 —8-.501 8,501—9,96 1,12 1,03 0,89 0 -4 ,8 5 4,85 —11,531 11,531—16,80 1,49 1,00 0,97 ' Влажность, соответствующая p F = 4,7. 144 Средняя плотность влаги в данном интер­ вале влажности к о б р а т н о м у в ы в о д у п р и ш ел С ун к ел ь (S u n k e l, 1 9 6 4 ). Он о п р е д е л я л п л от н ост ь р а зл и ч н ы х почв с в о д о й и с р а зн ы м и р а з ­ м ер а м и к си л о л а п ри р а зн о й в л а ж н о с т и . Р езу л ь т а т ы его и з м е р е ­ ний п р и в еден ы в т а б л . 30а. Д а н н ы е С ун к ел я го в о р я т о том , что п роч н о с в я за н н а я в л а г а о б л а д а е т п л отн ость ю вы ш е еди н и ц ы , в т о в р ем я к ак р ы хл о с в я ­ за н н а я в л а г а и м ее т п л отн ость н еск ол ь к о н и ж е еди н и ц ы . П о в ы ш ен н ая п л от н ост ь п рочн о св я за н н о й воды и м еет св ои м с л ед с т в и ем тот ф ак т, ч то при о п р е д ел ен и и у д е л ь н о г о в еса почв п и к н о м ет р и ч еск и м м е т о д о м (с п р и м ен ен и ем в к а ч еств е ж и д к о с т и в о д ы ) он п о л у ч а е т с я с п огр еш н ост ь ю т ем бо л ь ш ей , чем б о л ь ш е в оды св я зы в а ет п оч в а. О бы чн о в ел и ч и н а у д е л ь н о г о в ес а о п р е д е ­ л я е т с я по ф о р м у л е D - - ___ ^ Р 1- Р 2 + Р0 ’ г д е D — у д ел ь н ы й в ес почвы , Ро — н а в ес к а су х о й почвы, P i — вес п и к н о м ет р а с в о д о й , Р г — в ес п и к н о м ет р а с в о д о й и почвой. Э т а ф о р м у л а в ы в ед ен а в п р е д п о л о ж е н и и , что вся в о д а и м еет п л отн ость , р а в н у ю ед и н и ц е. Н е т р у д н о п о к а за т ь , что есл и почва, н а х о д я щ а я с я в п и к н о­ м ет р е, с о д е р ж и т т % св я за н н о й воды и п л о т н о ст ь п о сл ед н е й р а в н а Д, то у д ел ь н ы й в ес почвы б у д е т о п р е д ел я т ь с я у ж е по иной ф орм уле D ' = Ро Р\ — -^2 + -^0 + д— 1 100 д г д е D ' — истинны й у д ел ь н ы й в ес почвы , а в се о ст а л ь н ы е о б о з н а ­ чен и я п р е ж н и е И з со п о с т а в л ен и я о б е и х ф о р м у л в и д н о , что при обы ч н ом м е т о д е о п р е д ел ен и я в с е г д а д е л а е т с я п о л о ж и т е л ь н а я о ш и б к а , т. е. у д ел ь н ы й в е с п о л у ч а е т с я с н ек отор ы м п р еу в ел и ч ен и ем , тем б о л ь ­ ш им , ч ем б о л ь ш е с о д е р ж и т с я в п оч в е св я за н н о й воды , т. е. чем т я ж е л е е е е м ех а н и ч еск и й со ст а в . Д л я п ол уч ен и я и сти нн ы х в ел и чин у д е л ь н о г о в ес а с л е д у е т п р и ­ м ен ять к а к у ю -л и б о н е п о л я р н у ю ж и д к о с т ь , к о то р а я есл и и св я ­ зы в а ет ся поч вой, то зн а ч и т ел ь н о с л а б е е , н е ж е л и в о д а (н а п р и м ер , б е н з о л ) . В т а б л . 31 п р и в еден ы величины у д е л ь н о г о в ес а ю ж н о г о ч е р н о зе м а по о п р е д е л е н и я м М . Н . П о л ь ск о го , вы полн ен н ы м с п р и ­ м ен ен и ем в оды и б е н з о л а . К а к м о ж н о в и дет ь и з эт и х да н н ы х , р а зн и ц а п о л у ч а ет ся в п о л н е о щ у т и м а я . С о о т в ет ст в ен н о э т о м у с ош и бк ой в ы ч и сл я ется и о б щ а я п ор и стость. П р е д п о л а г а л о с ь , что св я за н н а я в о д а от л и ч а ет ся от с в о б о д н о й и по св о ей т еп л о е м к о с т и . Т ак , П . И . А н д р и а н о в (1 9 3 6 ) н аш ел , что т еп л о е м к о с т ь ги гр оск оп и ч еск ой воды в п еск е, гл и н е, т о р ф е 10 Заказ № 405 145 и и х с м е с я х о к а з а л а с ь в а р ь и р у ю щ ей о т 0 ,5 (т о р ф ) д о 0 ,7 9 (к в а р ­ цевы й п е с о к ), в с р е д н е м со ст а в и в 0 ,7 0 . О н ср а в н и в а ет эт и в ел и ­ чины с т еп л о е м к о с т ь ю к р и с т а л л о ги д р а т н о й в оды , в х о д я щ е й в со с т а в су л ь ф а т о в м агн и я, м ед и , кал ь ц и я и н а тр и я . О н а о к а з а ­ л а с ь р а в н о й 0 ,4 2 — 0,84, т. е. т о го ж е п о р я д к а . Таблица 31 Удельный вес южного чернозема, определенный с применением воды и бензола (данные Польского) Удельный вес Глубина взятия образца, см по бензолу разность 2.47 2,49 2.48 2,44 2.48 0,17 0,14 0,19 0,24 0.24 0.07 0.08 0.07 2,64 2.63 2.67 0—10 10—20 20 -30 30—40 40—50 60—70 90—100 2.68 2.72 2.73 2.75 2.74 2.76 2.76 2.77 2.75 110—120 140—150 190-200 240—250 290-300 2,66 2.67 2.67 2,64 2.63 0.12 0,13 0,11 0,11 2.66 2.64 Н а п о м н и м , что т еп л о е м к о с т ь т в е р д о й в оды , т. е. л ь д а , р а в ­ н я ется п р и м ер н о 0,5. П . И . А н д р и а н о в у в о з р а ж а е т Е . А . Д м и т р и е в ( 1 9 5 8 ). П о с л е д ­ ний сч и т ает , что А н д р и а н о в о ш и б а л ся , к о гд а у т в е р ж д а л , что с о р ­ б и р о в а н н а я в о д а и м е е т т еп л о е м к о с т ь м ен ь ш ую , ч ем о бы ч н ая в о д а , а и м ен н о р а в н у ю 0 ,7 к а л /г /г р а д . А н д р и а н о в вы чи слял т еп л о ем к о ст ь св я за н н о й воды по ф о р ­ м уле ^ _ (С2—Cl) ■100 ЛНзО— где а — т еп л о е м к о с т ь св я за н н о й ' в оды , Ci и Сг со о т в ет ст в ен н о т еп л о е м к о с т и с у х о г о и в л а ж н о г о с о р б е н т а , а — с о д е р ж а н и е в л аги во в л а ж н о м с о р б е н т е в % от в ес а су х о г о . Э т у ф о р м у л у Д м и т р и е в сч и т а ет н ев ер н о й , « . . . т а к как у д е л ь . н ую т еп л о е м к о с т ь в л а ж н о г о в ещ ес т в а н у ж н о р а ссч и ты в ать на ед и н и ц у в ес а в л а ж н о г о , а н е а б со л ю т н о с у х о г о ...» . Он п р е д л а г а е т в ести р асч еты по ф о р м у л е ‘'НзО _ I (c2 -ci)-1 0 0 а О б р а б о т а в по эт о й ф о р м у л е (к о то р у ю с л е д у е т п р и зн а ть п р а ­ в и ль н ой ) св ои эк с п ер и м ен т а л ь н ы е м а тер и а л ы , а т а к ж е д р у г и х 146 а в т о р о в — У л ь р и х а , П ф а у н д л е р а , А н д р и а н о в а , С к у р а т о в а и Ш кит о в а , ав тор п ол уч и л р я д вел и чин , к о л е б л ю щ и х ся о к о л о еди н и ц ы . С л е д о в а т е л ь н о , у д е л ь н а я т еп л о е м к о с т ь св я за н н о й в л а ги р а в н а еди н и ц е. ...... Д а л е е , св я за н н а я в о д а о т л и ч а ет ся т ем , что о н а з а м е р з а е т при т е м п е р а т у р е зн а ч и т ел ь н о б о л е е н и зк ой , ч ем 0°, п ри чем ч асть в л а ги н е з а м е р з а е т в о в с е д а ж е при оч ен ь н и зк и х т е м п е р а т у р а х . Э т о я в л е н и е бы л о в п ер в ы е у с т а н о в л е н о Б у й ю к о с о м и М а к к у л ем (B o u y o u c o s a n d M c C o o l, 1916) и д а л е е и зу ч а л о сь м н оги м и и с с л е ­ дователям и. П ричины н е з а м е р за н и я ч асти в л аги , п о м н ен и ю А . А . А н а н я н а ( 1 9 6 3 ) , за к л ю ч а ю т ся в с л е д у ю щ е м . С в о б о д н а я в о д а , к а к мы \ зн а е м , о б л а д а е т х о р о ш о в ы р а ж е н н о й ст р у к т у р о й , п ри ч ем к а ж д а я j м о л е к у л а ст р ем и тся т ет р а эд р и ч ес к и св я за т ь ся с со с ед н и м и м о л е - / к у л а м и . Т е п л о в о е т р а н сл я ц и о н н о е д в и ж е н и е р а зр ы в а ет ч а сть эт и х j , ^ св я зей . А к ти в н ы е ц ентры н а п о в ер х н о ст я х т в е р д ы х ч а ст и ц (а р а в - ; / ны м о б р а з о м и ионы , н а х о д я щ и е с я в р а с т в о р е ) и с к а ж а ю т н о р - i м а л ь н у ю ст р у к т у р у в оды . Т а к о е и с к а ж е н и е стр ук тур ы я в л я ется , ки н ети ческ и м п р еп я тств и ем д л я п р о ц е с с а к р и с т а л л и за ц и и , в си л у i ч его с в я з а н н а я в л а г а и н е з а м е р з а е т . П р и п о н и ж ен и и т е м п е р а ­ туры д о -::7l5° к ол и ч еств о н е з а м е р зш е й воды о к а зы в а ет ся очен ь б л и зк и м {^ в ел и ч и н е М Г (И . Н . В о т я к о в , 1 9 6 0 ). С л е д о в а т ел ь н о , при эт о й т е ш е р а т у р е н е з а м е р з а е т вся проч н о с в я з а н н а я в л а га и ч асть р ы хл о св я за н н о й . С у щ ест в ен н о й о со б е н н о с т ь ю св я за н н о й в оды я в л я ется о т с у т ­ ст в и е у н е е ал й к тф й и р ов едн остИ зЗто бы ло у с т а н о в л е н о Д о л г о в ь Т м ( 1 9 4 8 а ). О н и зм е р я л э л ек т р о п р о в о д н о ст ь почв при р а зл и ч н о й в л а ж н о с т и , н о при о д и н а к о в о й ст еп ен и уп л о т н ен и я . О к а за л о сь , что с у м ен ь ш ен и ем в л а ж н о с т и э л е к т р о п р о в о д н о ст ь т о ж е у м е н ь ­ ш а ет с я , о д н а к о п р о п о р ц и о н а л ь н о н е в с е м у с о д е р ж а н и ю в лаги , а ли ш ь н ек о т о р о й е е ч аст и . Р езу л ь т а т ы э т о г о оп ы та Д о л г о в а д л я т р е х почв п р е д ст а в л е н ы н а рис. 39. Н а оси а б с ц и с с о т л о ж ен ы величины в л а ж н о с т и почв, а н а оси о р д и н а т — э л е к т р о п р о в о д ­ н ость в л а ж н ы х почв при о д и н а к о в о й ст еп ен и у п л о т н ен и я в о б р а т ­ ны х о м а х 10“^. К а к м о ж н о в и д ет ь , за в и с и м о с т ь э л е к т р о п р о в о д ­ н о ст и почв о т и х в л а ж н о с т и п о л у ч и л а сь п р я м о л и н ей н а я . П р о д о л ­ ж и в п о л у ч ен н ы е п р я м ы е д о и х п ер есеч ен и я с о сь ю а б с ц и с с , Д о л ­ гов н а ш ел т е п р е д ел ь н ы е величины в л а ж н о с т и , п ри к отор ы х эл ек т р о п р о в о д н о ст ь д е л а е т с я р а в н о й н ул ю . П р и со п о ст а в л ен и и э т и х в ел и чи н с в ел и ч и н ам и м а к си м а л ь н о й ги гр о ск о п и ч н о ст и о к а ­ зы в а ет ся , что в д в у х с л у ч а я х п ер в ы е н ем н о го м ен ь ш е втор ы х, а в о д н о м — н ем н о го б о л ь ш е. Т ак и м о б р а з о м , у ст а н а в л и в а ет ся , в о -п ер в ы х, о т су т с т в и е эл ек т р о п р о в о д н о ст и у н ек о т о р о й ч а сти в оды , в о-в тор ы х, т о, что с о д е р ж а н и е эт о й ч асти б л и зк о К к в ел и ч и н е М Г . А т а к к ак мы зн а е м , что с о д е р ж а н и е п роч н о с в я - Г в ан н ой в оды во в ся к ом c f l y 4 ^ j i e j i p ^ № ™ a e T в ел и ч и н ь Г М Г , TolAi^'^' о т с ю д а н а п р а ш и в а ет ся в ы в од о т ом , что прбчно-енй'З'ЯнЭаЛ'вода 10* 147 эл ек т р о п р о в о д н о ст ь ю не о б л а д а е т . Э т о т вы вод п р е д ст а в л я е т ся в п ол н е естеств ен н ы м , есл и всп ом ни ть, что эл ек т р о п р о в о д н о ст ь воды , л и ш ен н ой эл ек т р о л и т о в , н и ч то ж н а , а п роч н о св я за н н а я обратные Рис. 39. Зависимость электропроводности почвы от ее влажности. Вертикальными линиями отмечена величина МГ [по Дол­ гову (1948а)]. I —- серозем, 2 — подзолистая почва, 3 — черно­ зем. в о д а тем и от л и ч а ет ся ■ — на эт о м в ед ь и о сн о в а н м е т о д о п р е д е л е ­ ния е е с о д е р ж а н и я ,— что в ней ije с о д е р ж и т с я р а ст в о р ен н ы х в ещ еств . . * - 4. Теплота смачивания почв В эт о м р а з д е л е мы р а ссм о т р и м ещ е о д н о х а р а к т е р н о е св о й ­ ство проч н о св я за н н о й в оды , к о т о р о е за к л ю ч а е т с я в т о м , что в п р о ц е с с е е е св я зы в ан и я п р о и с х о д и т в ы д ел е н и е-т е п л а . Э т о св о й ­ ств о н оси т н а зв а н и е теп лоты см ач и в а н и я . О н о и за к л ю ч а е т с я в т ом , что есл и в зя ть к а к о е-л и б о с у х о е в ещ еств о в т о н к о д и с п е р с ­ ном состоя н и и , т. е. в состоя н и и , при к о то р о м о н о о б л а д а е т б о л ь ­ ш ой у д ел ь н о й п о в ер х н о ст ь ю , и п р и в ести его в со п р и к о сн о в ен и е с в о д о й , то в р е зу л ь т а т е эт о го в за и м о д ей с т в и я в ы д ел и тся н ек о т о ­ р о е к ол и ч еств о т еп л а . К а ж д о е в ещ ест в о при д а н н о й д и с п е р с н о ст и о б л а д а е т о п р е д е ­ л ен н ой в ел и чи н ой теплоты см ач и в ан и я , к о то р у ю п ри н я то в ы р а ­ ж а т ь в гр а м м -к а л о р и я х н а 1 г в ещ еств а . 148 Т а д о л я ж и д к о с т и , к о то р а я при см ач и в ан и и т в е р д о г о т ел а п е р е х о д и т в а д с о р б и р о в а н н о е , т. е. п роч н о с в я з а н н о е со ст о я н и е, т ер я е т м о л е к у л я р н у ю п о д в и ж н о ст ь . Э ти м ол ек у л ы , в ы р а ж а я с ь сл о в а м и А . В . Д у м а н с к о г о ( 1 9 4 8 ), т ер я ю т « . . . св ою и н д и в и д у а л ь ­ н ую к и н ети ч еск ую эн е р г и ю » , п е р е х о д я при эт о м и з п о д в и ж н о г о в н е п о д в и ж н о е , о п р ед ел ен н ы м о б р а з о м о р и е н т и р о в а н н о е о к о л о т в ер д ы х ч а ст и ц со с т о я н и е . Э т о п о л о ж е н и е Д у м а н с к и й д о к а з а л эк с п ер и м ен т а л ь н о . О п р ед е л и в т е п л о т у см а ч и в а н и я к р а х м а л а и у ст а н о в и в , что е е в ел и чи н а, о т н е се н н а я к о д н о й м о л е к у л е а д с о р ­ б и р о в а н н о й в оды , р а в н а 10,4 • 10^’^ эр го в , он со п о ст а в и л е е с вел и ч и н ой к и н ети ч еск ой эн ер ги и о д н о й м ол ек у л ы в од ы , к о т о ­ р а я по его р а сч ет а м р а в н а 1 0 ,0 4 -10~^^ эр го в . С о в п а д е н и е эт и х д в у х в ел и чи н и у к а зы в а ет на то, что т еп л от а^ см ач и в ан и я е с т ь та эн ер г и я , к о т о р а я в ы д ел я ет ся в р е зу л ь т а т е п р ек р а щ ен и я д в и ж е ­ ния н ек о т о р о г о к о л и ч ест в а м ол ек ул в оды , н а х о д и в щ и х с я д о эт о го в со ст о я н и и т еп л о в о го д в и ж ен и я ? — Д у м а н с к и й п о к а за л т а к ж е , что величины теп л оты см а ч и в а н и я р а зл и ч н ы х в ещ еств , о т н есен н ы е к 1 г св я за н н о й в оды , о к а зы ­ в а ю т ся од и н ак ов ы м и . Э т о м о ж н о в и дет ь и з д а н н ы х т а б л . 32, к о т о р у ю мы за и м с т в у е м и з р а б о т ы Д у м а н с к о г о ( 1 9 5 0 ). Таблица 32 Теплота смачивания различных веществ (по данным Думанского, 1950) Теплота смачивания Вещество кал/г вещества кал/г связанной воды Желатин, нерастворимая фракция . . . Д^гар....................................................................... Крахмал картофельный................................... Силикагель........................................................... Глина спондиловая ......................................... Каолин глуховский .......................................... Мыло натриевое стеарат . . . . . . . 32,5 44,8 28,1 22,7 6,17 1,05 ' 4,2 80 73 80 79 79 79 72 Т от ф акт, что у д ел ь н а я т еп л о т а см ач и в ан и я , т. е. отн есен н ая j к 1 г св я за н н о й воды , есть в ел и чи н а п о ст о я н н а я , н е за в и с я щ а я [' о т п ри р оды с о р б е н т а , т а к ж е у к а зы в а ет на то, что т еп л о т а см ачи-1 ван и я и м еет св ои м источ н ик ом п р ек р а щ ен и е теп л о в о го д в и ж ен и я ! м о л ек у л воды . ..' " ' .... -.... Я в л ен и е теп лоты см а ч и в а н и я бы ло у с т а н о в л е н о и д л я почв, п о сл у ж и в п р е д м ет о м м н огоч и сл ен н ы х и сс л е д о в а н и й . Т о л ь к о что сд ел а н н ы й в ы в од п о зв о л я е т и сп о л ь зо в а т ь в е л и ­ ч и н у теп лоты см ач и в ан и я д л я вы чи слен и я к ол и ч еств а п роч н о св я ­ за н н о й в л аги и у д е л ь н о й п о в ер х н о ст и почвы. 149 У д ел ь н а я п о в ер х н о ст ь почвы о п р е д е л я е т с я А . В . Д у м а н с к о г о и Ф. Д . О в ч ар ен к о (1 9 5 0 ) с Q ■4,186 • 107 по ф орм уле 2/ *^0= ^ — Пб-------а к ол и ч еств о св я за н н о й в оды Л по ф о р м у л е A = S q - 3 ,5 • 10^® • 1 00 г /1 0 0 г с у х о й п очвы , I ‘ г д е Q — т еп л о т а см а ч и в а н и я в к а л /г, 4 ,1 8 6 -1 0 ^ — к о эф ф и ц и ен т п е р е в о д а к а л ор и й в эр ги , 3 ,5 - 1 0 “ ®— т о л щ и н а м о н о м о л е к у л я р ­ н о го сл о я в с а н т и м ет р а х , 116 -эрг/см^ — п о л н а я п о в ер х н о ст н а я э н е р г и я воды . Ф. Д . О в ч ар ен к о (1 9 6 0 ) п о к а за л , что м а к си м а л ь н о е к о л и ч е­ с т в о п рочн о св я за н н о й в л а ги , о п р е д е л е н н о е то л ь к о что у к а з а н ­ ным с п о с о б о м , очень б л и зк о с о в п а д а е т с е е к о л и ч ест в а м и , о п р е ­ д ел ен н ы м и д р у ги м и , н еза в и си м ы м и м ет о д а м и : и н ди к атор н ы м (т. е. по в ел и ч и н е нераств_ор я ю ш ег о о б ъ ем а1 и ги гр оск оп и ч еск и м (т. е. по к о л и ч е ст в у " п а р с о ёр а зн о й в л аги , св я зы в а е м о й при отноI си т ел ь н о й в л а ж н о с т и в о з д у х а , р ав н о й 50 % ). Очевидно," ч т о ^ е л и ч л е т ^ Й ^ ё с т ь н е что и н ое, к ак м а к си м а л ь ­ н а я а д с о р б ц и о н н а я в л а го ем к о ст ь почвы ( М А В ) . Больш ой~ф-акадч€{жий^м‘5тёр й-ал-'т1о'^ п лоте см а ч и в а н и я глин ' мы н а х о д и м в р а б о т а х Т. А . Л и тв и н о в о й (’1961) и Н . П . З а т е н а ц к ой ( 1 9 6 1 ). В ы в оды и з а н а л и з а эт о г о м а т е р и а л а м о гу т бы ть р а с ­ п р о стр а н ен ы и н а почвы . Л и тв и н о в а о п р е д е л и л а д л я н еск о л ь к и х гл и н т еп л о т у см ач и в ан и я и,^— н еза в и си м ы м п у тем (п о и зо т ер м а м а д с о р б ц и и ),— к ол и ч еств о в л аги в, п ер в о м м о н о м о л ек у л я р н о м а д с о р б ц и о н н о м сл о е. И с п о л ь зо в а в д а л е е у р а в н е н и е К и с ел ев а д л я в ы числен ия и н тегр ал ь н ой и д и ф ф е р е н ц и а л ь н о й теп лоты а д с о р б ц и и , Л и т в и н о в а о б н а р у ж и л а , что д и ф ф е р е н ц и а л ь н а я т еп ­ л о т а а д с о р б ц и и (т. е. о т н е се н н а я к о д н о м у м о л ю а д с о р б и р о в а н ­ н ой в л аги в м о н о с л о е ) в есь м а б л и з к а к т е п л о т е к о н д ен са ц и и в о д я н о г о п а р а . И з э т о г о ф а к т а Л и т в и н о в а д е л а е т в ы в од о том , ч то п р о ц е с с а д с о р б ц и и в о д я н о го п а р а н а ч а ст и ц а х глины есть по п р е и м у щ е ст в у п роц есс к о н д ен с а ц и и и ч то, с л ед о в а т ел ь н о , « . . . п о с л е в ы суш ив ан и я гр ун тов при т е м п е р а т у р е 105° на п о в ер х ­ н ости м и н ер ал ь н ы х ч а ст и ц е щ е с о х р а н я ю т с я в о д н ы е пленки. Т ак и м о б р а з о м , в д а н н о м с л у ч а е п р о и с х о д и т н е св я зы в а н и е м о л е ­ к у л воды п о в ер х н о ст ь ю м и н ер ал ь н ы х ч асти ц , а к о н д ен са ц и я п а р о в в оды н а п о в ер х н о ст и а д со р б и р о в а н н ы х в о д н ы х п л ен о к с в ы д ел ен и ем теп лоты к о н д ен са ц и и » . Л и т в и н о в а п о к а за л а т а к ж е , что т еп л о т а см а ч и в а н и я в б о л ь ­ ш и н с т в е сл у ч а ев б л и зк а к п ол н ой п о в ер х н о ст н о й эн ер ги и воды , п о д т в е р д и в в ы вод, р а н е е сд ел а н н ы й Д у м а н с к и м . Н . П . З а т е н а ц к а я (1 9 6 0 ) о п р е д е л и л а т еп л о т у см а ч и в а н и я и д р у г и е ф и зи ч еск и е св о й ст в а д л я сер и и о б р а зц о в глин. Е е д а н ­ н ы е мы п р и в оди м в т а б л . 33. 150 Таблща 33 Теплота смачивания и некоторые другие свойства нескольких глинистых пород (по данным Затенацкой, 1960) Наименование породы глин Четвертичные Неогеновые Палеогеновые чеганские Среднеолигоценовый алеврит глинистый <;< оя Ш<3 i l l So е э ю ^1о-М эяев 1 ^ Е- S r iя 'в* о ffl й" t5 оi оl § 1 S s s ii 5 §5-5 % oSV Нg Si' tм а 1а «ш U 226 492 492 223 223 302 395 228 173 223 302 228 53,6 5,36 5,33 4,70 62,0 6,29 6,26 6,90 46,0 4,80 4,77 4,48 46,6 6,84 6,81 6,37 51,5 7,08 7,04 6,73 58,4 6,63 6,59 6,14 65,1 9,85 9,79 8,37 65,9 7,00 6,95 6,45 70,1 9,00 8,95 8,64 70,2 13,10 13,06 9,76 71,8 10,50 10,45 9,32 74,8 11,29 11,24 9,80 . Отношение Q-100 Q-100 г мг 18,05 18,76 16,67 15,44 18,64 16,35 21,62 19,10 21,31 27,00 22,65 24,62 1,14 0,91 1,07 1,07 1,05 1,08 1,17 1,08 1,04 1,34 1,12 1,15 30 34 29 44 38 41 45 36 42 49 46 46 304 30,7 2 46,7 9 57,7 3,50 4,56 4,79 3,48 2,73 . 8,90 4,54 4,68 13,3 4,76 3,94 16,07 1,28 0,97 1,21 40 34 30 173 173 1,21 5,51 1,20 1,17 4,40 5,47 5,04 14,21 1,03 1,09 28 38 6,0 22,3 К о л и ч е ст в о п р оч н о св я за н н о й в л а ги З а т е н а ц к а я в ы ч и сл я л а п о п р и в ед ен н о й вы ш е ф о р м у л е Д у м а н с к о г о , но п р и н я л а т о л щ и н у м о н о сл о я р а в н о й н е 3,5 А , а 2 ,7 6 А. П о э т о м у у д е л ь н а я т е п л о т а см а ч и в а н и я у З а т е н а ц к о й п о л у ч и л а сь р ав н ой в с р е д н е м 102 к а л /г. Е сл и ж е д а н н ы е З а т е н а ц к о й п ер есч и тат ь , приняв т о л щ и н у м о н о ­ сл о я р а в н о й 3,5 А , т о у д е л ь н а я т еп л о т а см а ч и в а н и я п о л у ч и т ся р а в н о й 7 9 — 80 к а л /г, т. е. т ой ж е , ч то и у Д у м а н с к о г о . Д ум ается,^ ч то З а т е н а ц к а я п о ст у п и л а п р ав и л ь н о, в о сп о л ь зо в а в ш и сь и ст и н ­ ной в ел и ч и н ой д и а м е т р а м ол ек ул ы в оды (2 ,7 6 А ) , т а к к а к в адсор бц и он н ом м он осл ое в ода н аходи тся п од больш им д а в л е ­ н и ем , в с л е д с т в и е ч его т о л щ и н а м о н о с л о я н е д о л ж н а п р ев ы ш а т ь и ст и н н ого д и а м е т р а м ол ек ул ы в оды . П о э т о м у в ел и ч и н а у д е л ь н о й теп л о т ы см а ч и в а н и я д о л ж н а сч и тать ся р а в н о й н е 80 к а л /г (в с р е д н е м ), а 102 к а л /г. Б л и зк у ю в ел и ч и н у — 9 8 к а л /г д а е т и Ф . Д . О в ч ар ен к о ( I 9 6 0 ) . Э т а в ел и ч и н а зн а ч и т ел ь н о б о л ь ш е, ч ем ск р ы тая т е п л о т а п л а в л ен и я л ь д а (7 6 ,6 9 к а л /г ), с к о то р о й ср а в н и ­ в а л у д е л ь н у ю т е п л о т у см а ч и в а н и я Д у м а н с к и й ( 1 9 5 0 ), в и дя 151 в б л и зо ст и эт и х д в у х вели чин у к а за н и е на б л и зо ст ь ф и зи ч еск о й су щ н о ст и п р о ц е сс о в к р и с т а л л и за ц и и л ь д а и а д с о р б ц и и в оды . П о э т о м у и п р е д п о л о ж е н и е о б л и зо ст и ф и зи ч еск о й су щ н о ст и у к а ­ з а н н ы х д в у х явлен ий я в л я ется н еосн о в а тел ь н ы м . С п о со б н о с т ь ю в ы дел ять т еп л о при см а ч и в а н и и о б л а д а е т и гу м у с. П о д т в е р ж д е н и е эт о м у мы н а х о д и м в д а н н ы х В . Н , Д и м о (1 9 4 6 ), п р и в ед ен н ы х в т а б л . 34. Т ак , в ч еты р ех н и ж н и х г о р и зо н ­ т а х обы к н о в ен н о го ч е р н о зе м а , при п рак ти ч еск и о д и н а к о в о м с о д е р ж а н и и или сты х ч а ст и ц ( < 0 ,0 0 1 м м ) , р а в н о м в ср ед н е м 3 7 % , мы н а х о д и м п о ст еп ен н о е ум ен ь ш ен и е теп л оты см а ч и в а н и я от 799 д о 576 к а л /1 0 0 г, что м о ж н о п остав и ть в св я зь с о д н о в р ем ен н ы м у м ен ь ш ен и ем с о д е р ж а н и я г у м у с а от 6 ,25 д о 0 ,4 7 % . Таблица 34 Сравнительная характеристика нескольких почв по теплоте смачивания, максимальной гигроскопичности, содержанию ила и гумуса (по данным Димо, 1946) Почва Среднеподзоли­ стая тяжело­ суглинистая почва Краснозем глини­ стый Гори­ зонт “3 Al Вз Обыкновенный глинистый чер­ нозем Ао в’ сГ Солонец корко­ A1+ A2 вый глинистый в' в/с § Глубина образца, «о ё |§ а»' 1<=у!-Sш«к? 5 « Н э”.а 4 i= " 3 g I Is i l l i a exи ta S О s ISsggsS я CLH O H »• 4 S, t- » OS у иuо 212 190 361 447 15.88 11,57 27,91 33,62 13 16 13 13 4,09 3,64 7,83 8,72 53 52 46 41 2,23 0,65 0,25 0,19 0-20 594 2 5 -3 5 464 50—60 471 95-100 587 26,03 36.35 41.09 50,12 23 13 11 12 10,16 10,06 11,58 15,79 58 46 41 37 5.82 4,48 33.89 '25 36,46 26 37,00 20 37.43 17 36,82 16 12,50 12,32 11,34 10,39 9,87 65 67 60 58 20,37 35.10 42,55 41,73 39.36 37,97 41.43 9,37 10,84 13,41 13,82 12,60 11,27 11,17 67 60 59 58 45 44 55 4—11 17—24 33—^0 99—100 0-10 25—35 60—70 80—90 130—140 0 -2 851 799 756 623 576 623 654 791 797 570 493 112-122 609 4—10 17—25 3 2 -4 2 50-60 90—100 33 19 19 19 14 13 15 2,21 1,44 10,11 6,25 2.83 1,16 0,47 4,08 4,98 3,27 1,86 0,77 0,52 0,55 С ущ еств ен н ы й и н т е р е с д л я п о зн а н и я п р и р о д ы св я зы в ан и я воды п р е д с т а в л я е т п остеп ен н ы й х о д в ы д ел ен и я теп л оты см а ч и ­ в ан и я при п о ст еп ен н ом ж е ув ел и ч ен и и к о л и ч еств а в оды , которы м см а ч и в а ет ся почва. С оотв етст в ую щ и й эк сп ер и м ен та л ь н ы й м а те152 р и а л мы н а х о д и м у М и т ч ер л и х а (M its c h e r lic h , 1 9 0 1 ). Н е приводя его ц и ф р ов ы х д а н н ы х , о б р а т и м с я к г р а ф и к а м (р и с. 4 0 ) , п о ст р о е н ­ ны м н а м и на о сн о в а н и и эт и х да н н ы х . Н а г р а ф и к а х по оси о р д и ­ н ат о т л о ж е н о к ол и ч ество в оды , п р и б а в л е н н о е к п очве, в п р о ц е н ­ т а х от в ес а п о сл ед н е й . П о оси ж е а б с ц и с с о т л о ж е н а в ел и ч и н а от н о ш ен и я d r j d w , г д е rfr — п р и р а щ ен и е теп л оты см а ч и в а н и я , в ы зв а н н о е д о б а в к о й воды в к ол и ч ест в е d w . Ф о р м а п ол уч ен н ы х гр а ф и к о в у к а зы в а ет , что в ел и чи н а от н ощ ен и я d r j d w в общ ем у м ен ь щ а ет ся с у в ел и ч ен и ем в л а ж н о с т и почвы; при св я зы в ан и и g'r _ теплота смачивания Cfw~ влажность почвы Рис. 40. Зависимость теплоты смачивания дифференциальной ■ от влажности dw почвы (по данным Митчерлиха). I — гумусово-песчаная почва, 2 — песчаная, 3 — суглинисто-песчаная, 4 и 5 — песчано-суглини­ стая. (а д с о р б ц и и ) п ер в ы х п орц и й воды в ы д ел я ется б о л ь щ е т еп л а (пррв р а с ч е т е н а ед и н и ц у м ассы в о д ы ), н е ж е л и при св я зы в а н и и п о с л е ­ д у ю щ и х порц и й . И з эт о г о м о ж н о с д е л а т ь вы вод, что хар ак тер , и п р оч н ость св я зи а д с о р б и р у е м о й в оды с почвен н ы м и ч а ст и ц а м и в п р о ц е с с е а д с о р б ц и и м ен я ет ся , п ричем п р оч н ость эт о й с в я з и п о ст еп ен н о у м ен ь щ а ет ся . К а к и х -л и б о р езк и х ск ач к ов, к отор ы е м огл и бы у к а за т ь н а п е р е х о д от о д н о г о сл о я к д р у г о м у , на г р а ф и к а х н ет. П о э т о м у н ет о сн о в а н и й у т в е р ж д а т ь , что п р о ц е сс в ы д ел ен и я теп лоты с м а ­ ч и ван и я с о п р о в о ж д а е т с я о б р а зо в а н и е м м н о го сл о й н ы х оболоч ек ,, х о т я эт о п ол н ость ю и н е и ск л ю ч ен о. Г р о м а д н о е б о л ь ш и н ст в о и с с л е д о в а т е л е й , и зу ч а в ш и х в о п р о с о за в и с и м о с т и м е ж д у вел и ч и н ой в л а ж н о с т и почвы и т еп л о т о й см а ч и в а н и я , п о д го т о в л я л и п очву л и б о п утем е е в ы суш и в ан и я п ри т е м п е р а т у р е не вы ш е 105°, л и б о ж е п утем д л и т ел ь н о го е е в ы д ер ж и в а н и я д о у ст а н о в л е н и я р а в н о в е сн о го со с т о я н и я н ад 15S растворами серной кислоты различной концентрации. Только в двух работах — Буйюкоса (Bouyoucos, 1925) и Хозе М ордекай (Hoze M ordecai, 1937) имеются попытки исследовать влияние на величину теплоты смачивания нагрева до температур, превышаю­ щих 100°. Хозе М ордекай работал с коллоидами (размер частиц не у ка­ зан ), выделенными из четырех различных почв. Все коллоиды были лишены органического вещества и насыщены водородом. Коллоиды нагревались до различных температур, указанных в табл. 35, причем определялась потеря в весе (количество выде­ лившейся влаги) и теплота смачивания прогретого коллоида. Т аблица 35 И зм ен ен и е с о д е р ж а н и я вл аги и теп л о ты см ач и в ан и я п очвенны х к о л л о и д о в п ри н а г р е в а н и и и х д о р а з л и ч н ы х т е м п е р а т у р (п о д а н н ы м Х о з е М о р д е к а й , 1937) Коллоиды из почв А льтамонт Температура нагрева, град. К ом натная 47 70 110 200 340 400 500 Айоло Вина Айвен теплота теплота теплота остаток смачивания остаток смачивания остаток смачивания остаток влаги, , влаги, влаги. влаги почвы, почвы, почвы, к а л /г к а л /г к а л /г 100,00 5 7 ,9 3 2 9 ,0 3 2 3 ,7 5 1 8 ,4 2 9 ,8 3 4 ,8 9 0,0 2 ,4 5 3 ,8 8 5 ,5 3 1 0 ,5 9 11,01 3 4 ,2 3 7 ,3 4 100,00 100,00 2 ,3 3 1 ,4 5 1 ,9 4 4 ,3 9 9 ,1 0 1 8 ,0 3 6 5 .1 3 6 1 .1 3 0,0 0,0 0,0 5 6 ,4 3 2 7 ,0 7 21,88 1 8 ,3 5 10,86 6 7 ,0 0 3 3 ,4 9 2 8 ,5 9 2 5 ,2 4 1 6 ,7 0 8 ,5 7 100,00 2 ,8 1 6 ,3 3 1 5 ,4 5 1 5 ,1 9 4 1 ,0 0 4 5 ,4 9 3 ,5 0 теплота смачива­ ния почвы, к а л /г - 5 4 ,1 5 3 5 ,7 7 3 3 ,9 4 3 0 ,4 3 8 ,8 4 3 ,6 0 0 ,9 9 1 ,0 9 6 ,3 6 1 0 ,9 6 8 ,3 2 4 3 ,8 9 5 5 ,6 0 0,0 0,0 К ак можно видеть из табл. 35, в пределах до 110° выделяется 70—80% общего количества влаги, которое может выделиться при нагреве до 500° (наивысщая применявшаяся температура). Теплота смачивания при этом достигала 9— 15 кал/г, т. е. обыч­ ных величин, с которыми мы будет иметь дело и дальш е. Д а л ь ­ нейшее повышение температуры нагрева до 200° в большинстве случаев несколько, но в общем незначительно, увеличило теплоту смачивания. Новое повышение температуры нагрева до 340° вызвало очень резкое увеличение теплоты смачивания, которая достигла 40—65 кал/г, т. е. величин, которых, насколько нам известно, другие исследователи не получали. Переход к темпе­ ратуре 400° вызвал некоторое изменение в величине теплоты сма­ чивания: в одних случаях в сторону , увеличения, в . других — в сторону уменьшения. Повышение температуры нагрева после 154 этого до 500° вызвало уменьшение величины теплоты смачива­ ния до нуля, т. е. полное исчезновение этого явления. Таким образом, максимальной величины и при этом весьм а значительной теплота смачивания достигает пр« нагреве коллои­ дов почвы до 340—400°, когда в коллоиде остается не больше 10%, общего количества влаги, удаляю щ ейся при нагреве до 500°. Исчезновение явления теплоты смачивания в интервале нагрева от 400 до 500° Хозе М ордекай объясняет разрушением: кристаллической решетки. Д ать объяснение остальным .обнаруженным им явлениям: и, в частности, резкому увеличению теплоты смачивания при нагреве в интервале 200—400° Хозе М ордекай затрудняется. Существенный интерес для познания природы теплоты смачи­ вания почв имеют опыты, проводившиеся с целью выяснить влия­ ние состава обменных катионов на величину теплоты смачивания.. Одним из результатов этих исследований явился взгляд, сущ­ ность которого заклю чается в том, что теплота смачивания почвесть не что иное, как теплота гидратации обменных катионов. Этот взгляд тесно примыкает к воззрениям Фагелера на природу почвенной влаги, законы и причины ее передвижения — воззре­ ний, о которых мы уж е упоминали выше. Однако в эти воззрения Ф агелера была введена существенная' поправка Янертом (Janert, 1934). Янерт указал на то, что Фагелер ошибался, рассм атривая в своих расчетах и построениях; обменные катионы как катионы свободные. Поэтому и формулы Фагелера для вычисления максимальной гигроскопичности извеличины гидратации Ионов и теплоты смачивания из теплоты гидратации ионов не верны, ибо обменные ионы не являю тся сво­ бодными. Янерт сделал попытку определить отношение м еж ду теплотой ионов для нескольких глин. Теплота гидратации свобод­ ных ионов равна; ионы . . . к а л /м г-эк в . . . . . . Н' N a' К' M g" С а" 247 94 75 2 2 9 ,5 1 7 4 ,5 Определив теплоту смачивания для шести глин, насыщенных различными катионами, Янерт вычислил отношение теплоты гид­ ратации соответствующего иона в свободном состоянии к теплотесмачивания глины, насыщенной тем ж е ионом, причем теплота смачивания глины была взята для того ее количества, которое соответствует 1 м-экв. обменного катиона. Отношения, найден­ ные Янертом, приведены в табл. 36. Рассм атривая эту таблицу, мы видим, что для разных катио­ нов получились разные величины, но для каждого данного катиона эта величина колеблется в незначительных пределах, не выходящих за пределы возможных ошибок определения, что позволяет считать ее величиной, характерной для данного 155. Таблица 36 В еличины отнош ений теп лоты ги д р атац и и к ати о н а в свобод н ом с о с т о я н и и к т е п л о т е с м а ч и в а н и я гл и н ы , н а с ы щ е н н о й т е м ж е к а т и о н о м (п о данным Янерта, 1934) Величины отношений для катионов Н азвание глины Mg Триас . . . . Барнфильд . Кэрз . . . . Ротамстед . . Нижний лейяс Оолит . . . 1 1 .5 Среднее Са Na -9 ,1 5 .0 5 .2 4 .9 4 .9 1 1 .5 1 4 ,3 1 1 .5 6 .7 7 ,5 7 .0 6.8 9 .0 7 .0 7 .0 5 .3 5 .0 5 ,1 4 .9 4 ,7 1 1 ,5 9 .0 7 .0 5 ,1 4 .9 11,8 Емкость об­ мена, м-экв. на 100 г 25 26 40 41 42 45 катиона. Эта величина, по мнению Янерта, характеризует «сте­ пень адсорбированности» данного катиона. Наиболее сильно адсорбирован водород, который в обменном, состоянии дает лишь Vii,5 присущей ему в свободном состоянии теплоты гидра­ тации. Наоборот, наиболее слабо адсорбирован катион натрия, который дает 'Д.э присущей ему в свободном состоянии теплоты гидратации. Другими словами, Янерт считает, что теплота смачивания почвы представляет собой определенную долю теплоты гидрата­ ции обменных катионов, причем эта доля является величиной, характерной для данного катиона. Зная состав обменных катио­ нов и величины указанных выше отношений, можно вычислять теплоту смачивания по формуле 24 7 M g 2 2 9 ,5 I Са 174,5 1 94 \ 75 Na 2 9 ,0 + 100 Н 11,5 7,0 5,1 тг) где Ву, — теплота смачивания в кал/г, Н, Mg и т. Д. — величины содержания соответствующих обменных катионов в м-экв. на 100 г почвы. Д л я почв, не содержащих обменных натрия и калия, автор предлагает упрощенную осредненную формулу в:, 1 т где;Т Т — сумма обменных катионов. Из этой формулы следует, что Т = 4,2В^ 156 217 При помощи этой формулы Янерт вычислял величину Т по величине Bw и нащел хорошее совпадение с величинами Т, опре­ деленными непосредственно. Выводы Янерта были поддержаны Антиповым-Каратаевым с сотрудниками (1935). Отношения, приведенные в табл. 36, вычислялись и этими авторами, работавшими с южным чернозе­ мом из Заволжья, причем получились следующие величины: П о дан н ы м К а р а т а ев а н ик ам и У ,N a ‘ К' M g" Са" н- 5 ,9 2 5 ,0 0 5 .9 7 9 .4 2 7 ,.32 1 0 .8 3 4 .9 5 .1 9 ,0 7 ,0 1 1 .5 А н ти п овас сотр уд­ П о д а н н ы м Я н ер т а — Схождение, как видим, весьма удовлетворительное и тем более, казалось бы, значимое, что, в то время как Янерт работал с глинами, Антипов-Каратаев с сотрудниками в качестве объекта имели чернозем — почву, достаточно богатую гумусом. Однако приведенных данных все же, конечно, недостаточно для того, чтобы считать выводы Янерта доказанными. Они должны быть проверены на более широком экспериментальном материале. К сожалению, этого материала в литературе не так много. В табл. 37 мы приводим все те данные, которые нам уда­ лось собрать. В этой таблице даются величины отношений теп­ лоты смачивания к емкости обмена, т. е., другими словами, вели­ чины теплоты смачивания, отнесенные к 1 м-экв. Если принять взгляды Янерта, то эти величины характеризуют величины теп­ лоты гидратации обменных ионов в калориях на 1 м-экв. Сопоставляя между собой данные, приведенные в этой таб­ лице, мы видим, что величины отношений оказываются совсем уже не столь постоянными. Д аж е если исключить данные Пейта (они могут быть недостаточно точными, так как из шести иссле­ дованных им почв четыре имели очень низкую емкость обмена, что могло быть причиной существенных ошибок), то и в этом случае все же варьирование величин отношений окажется весьма значительным. Так, например, для иона водорода эти отношения колеблются (исключая данные Пейта) от 18,3 до 45,4, для каль­ ция— от 17,7 до 26,0 и т. д. Таким образом, величины отношений, найденные Янертом, явно не могут считаться универсальными. Вместе с тем, однако, если составить для каждого из случаев, приведенных в табл. 37, ряды катионов в порядке увеличения или уменьщения величин отношений, указанных в этой таблице, то окажется, что почти во всех рядах катионы расположатся в одном и том ж е порядке: M g" > Са" > Н’> Na Ж ' . Этот ж е ряд (за исключением калия) мы находим и в рабо­ тах Л. А. Зуева и Е. И. Гапона (1943), Ф. Д . Овчаренко (1960) , ’ 157 Таблица 37 сл оо Величины отношений теплоты смачивания к емкости обмена для различных почв, насыщенных полностью каким-либо одним из катионов Насыщающие катионы П очва Источник Н‘ Г лина Т р и а с . . . Б арнф илд . . К эр з . . . . Р отам стед . . Н и ж н и й л ей я с О ол и т . . . Ю ж н ы й ч ер н о зем . . К а ш та н о в а я . . Ч ер н о зем . . . . П оч ва П эт н а м . . 2 1 .4 2 0 .9 2 1 .4 2 1 ,9 ' 2 1 .9 2 1 .4 2 3 ,6 2 1 .4 1 6 .9 2 0 .9 У эб э ш . , . Л аф кин . . С эск в еган н а , С еси л ь Н орф ольк . К л а р к сф и л д Х ол ь ст он . . Г ринвиль . . Х олливуд . О к т и б б ег а . Б ен т о н и т ....................... 1 7 .8 1 8 .3 2 4 .9 4 5 .4 3 1 .2 3 2 .5 3 5 .2 4 8 .3 2 4 .4 3 3 .8 1 7 .8 Li- NH/ Na- К’ 1 9 .2 1 9 .2 1 5 .0 1 4 .4 1 8 .4 1 9 .2 1 4 .4 1 5 .0 M g" Са­ 2 5 ,3 2 6 ,0 2 3 ,3 2 5 .0 2 5 .6 2 5 .0 2 5 .0 2 3 .7 2 1 .7 1 7 .7 2 3 .1 2 5 ,5 20,0 22,1 1 8 .5 1 9 .4 1 4 ,1 1 4 .3 1 8 .5 1 4 .6 1 4 ,9 1 3 .4 3 4 .7 2 9 ,2 3 8 .9 4 5 .7 1 8 .9 2 3 ,6 3 3 .0 3 5 .8 4 8 ,6 5 0 .4 2 5 .1 2 6 .4 1 6 .8 1 2 ,9 2 4 .4 1 8 ,9 1 8 .4 1 4 ,6 3 0 .6 3 0 .7 4 1 ,0 5 1 ,2 1 8 .4 2 0 .4 2 9 .4 3 6 .9 4 4 .0 5 0 .9 3 3 ,6 3 6 .0 1 9 .4 ва" Я н ер т (1934) 21,6 1 5 ,9 2М 1 9 ,6 1 9 ,1 3 6 .0 3 8 .0 4 9 ,2 5 3 ,5 3 3 ,4 3 6 .0 3 2 .4 3 2 .5 4 7 .7 5 1 .5 2 7 .8 3 4 ,1 22.0 А н т и п о в -К а р а т а ев (1 935) Ш авры гин (1936) З у е в и Р а й о н (1943) Б ев ер и У интеркорн (1935) П ей т (1 925) Альтен и Курмис (1935) и в работе Разука, Тобиа и Эльбассиуни (Razouk, ТоЫа and Elbassiouny, 1960). , В приведенном только что ряду в отдельных случаях меняются местами кальций и магний. Остальные ж е катионы во всех иссле­ дованных случаях располагаются в указанном порядке. Сопоставляя этот ряд с рядом величин теплоты гйдратации свободных катионов M g" 2 2 9 ,5 Са" 174 Н‘ 247 N a’ 94 К' 75 ’ мы видим, что в пределах одной и той же валентности ионы рас­ полагаются в порядке присущих им величин теплоты гидра­ тации. --Взглядам Янерта противоречат результаты исследований Альтена и Курмиса (АИеп and Kurmies, 1935), хотя сами они эти взгляды разделяют. Они определяли теплоту смачивания бенто­ нита, насыщенного различными катионами, причем смачивание производилось как чистой водой, так и растворами хлоридов соответствующих катионов различных концентраций. Результаты этих опытов представлены в табл. 38. Таблица 38 Т еп ло та с м ач и в ан и я (к а л /г ) б ен то н и та, н асы щ ен н о го р азл и ч н ы м и кати о н ам и ( п о д а н н ы м А л ь т е н а и К у р м и с а , 1 935) Насыщающий катион Смачивающая ж идкость В о д а .......................................... Р а ст в о р х л о р и д а к ати он а 0,1 i V ............................... а ,2 J V ............................... 0 .5 . . . . . . 1.0 A f ............................... 2 ,0 N ............................... Na- К- ;Mg" С а" Н‘ 1 0 ,0 8 ,4 1 8 ,4 2 0 ,9 1 6 ,9 1 4 ,9 1 4 ,9 1 4 .5 1 4 ,7 1 4 ,6 8 .0 8 .2 8 ,2 8 . 0 ■■ ,7 .7 1 8 ,4 1 8 .4 1 8 ,3 1 8 .9 1 7 ,8 2 1 ,1 2 1 ,3 2 1 ,2 2 0 .9 2 0 ,0 — .— --- Из этих данных видно, что концентрация солевого раствора не Оказала никакого влияния на величину теплоты смачивания. Авторы отмечают, что это противоречит их взглядам, так как сте­ пень гидратации обменных катионов, а следовательно, и количе­ ство тепла, выделяющегося при этой гидратации, должны умень­ шаться с увеличением концентрации солевого раствора. Прежде чем высказать окончательное суждение о вероятной природе явления теплоты смачивания почв, рассмотрим еще две серии данных, принадлежащих Андерсону и Беверу и Уинтеркорну. 159 у Андерсона (Anderson, 1929) мы находим данные, характе­ ризующие небольшую серию почвенных коллоидов, различаю­ щихся по молекулярному отношению Si02 : R 2 O 3 . В табл. 39 при­ ведены те из данных, которые имеют отношение к рассматривае­ мому вопросу. Т а б л и ц а 39 Некоторые показатели почвенных коллоидов (все коллоиды насыщены Са) (по данным Андерсона, 1929) Почвы, из которых выделены коллоиды 11икааы1сли Ф аллу М о л ек у л я р н о е о т н о ш е­ н и е З Ю г : R2O 3 . . . Т еп л о та см ачи вани я, к а л /г . ............................... Е м кость о б м е н а , м-экв. О тнош ени е теплоты см ачивания к ем кости об м ен а ............................... О тн о ш ен и е теплоты ги д р а та ц и и С а к тепл о т е см ачи вани я, р а с ­ счи танн ой н а 1 м-экв. Ш аркей М ар­ шалль Сасса­ фрас Норфольк Сесиль Найп 3 ,6 2 3 ,1 1 2 ,7 3 1 ,8 5 1 ,6 0 1.20 0 .3 1 1 8 .4 1 ,1 3 1 7 ,8 0 ,7 7 1 4 ,4 0 ,6 1 1 0 ,3 0 ,2 4 8,1 0 ,1 5 5 .7 0,10 6.6 0 .0 4 1 6 .3 2 3 ,1 2 3 ,6 4 2 ,9 1 0 ,7 7 ,6 7 ,4 4 ,1 5 4 ,0 5 7 ,0 3 .2 3 .1 1 6 5 .0 1 .0 6 Аналогичные данные мы находим и у Бевера и Уинтеркорна (1935), с той только разницей, что их данные относятся к коллои­ дам, насыщенным водородом.. В табл. 40 приводим эти данные. Т а б л и ц а 40 Некоторые показатели почвенных коллоидов, насыщенных Н (по данным Бевера и Уинтеркорна, 1935) Почвы, на которых выделены коллоиды П оказатели М о л ек у л я р н о е ЗЮ г : Лафкин Уэбэш П этнам Сэсквеганна Сесиль 3 ,8 1 5 ,0 0 ,8 2 3 ,2 1 3 ,9 0 ,7 8 3 .2 1 3 ,8 0 ,6 5 2 ,3 1 1 .7 0 ,4 7 1 .3 5 ,9 0 ,1 3 1 8 ,3 1 7 ,8 21,2 2 4 ,9 4 5 ,4 1 3 ,5 1 3 ,9 11,6 10,0 5 .4 отн ош ен и е R2 O3 .......................... Т еп л о та см ачи вани я, к а л /г . . Е м к ость о б м ен а , м -эк в /г . . . О тн ош ен и е теп лоты см ачи в а­ ния к ем к ости о б м е н а . . . О тн ош ен и е теп лоты г и д р а т а ­ ции Н к теп л от е см ач и в а­ ния, рассчи танн ой н а 1 м -экв Из данных обеих последних таблиц видно, что между величиной молекулярного отношения ЗЮ г: R 2 O 3 , с одной стороны, 160 и остальными величинами.и выведенными из них отношениями — с другой, имеется коррелятивная связь. Емкость обмена, теплота смачивания и янертовское отношение теплоты гидрации иона к теплоте смачивания почвы с уменьшением молекулярного отно­ шения такж е уменьшаются, а отношение теплоты смачивания к емкости обмена возрастает. Т ак как все данные в каждом слу­ чае относятся к коллоидам, насыщенным одним катионом — кальцием или водородом, то окончательно можно заключить, что численные соотношения, полученные Янертом и считавшиеся им характерными для каждого из изучавшихся им ионов, на самом деле не являю тся постоянными величинами и изменяются в зави­ симости прежде всего от величины молекулярного отношения S iO s: R2O3 коллоидов. В чем смысл влияния этой последней величины? И з в.сего, что мы знаем в настоящее время о почвенных коллоидах, можно с уверенностью утверждать, что ее изменение свидетельствует преж де всего об изменении минералогической природы коллои­ дов. Если в коллоидах Фаллу, Ш аркей, М арш алл, Лэфкин, Уэбэш и Пэтнам преобладают, вероятно, вторичные алюмосили­ каты типа монтмориллонита или гидрослюд, то в коллоидах С ас­ сафрас, Н орфольк и Сэсквеганна характерными являю тся каоли­ нит или галлуазит;.к которым в коллоиде Сесиль в значительном количестве примешаны кристаллические гидроокиси — гидраргиллит или лимонит. В коллоиде Найп последние преобладают. Следовательно, .с изменением минералогической природы почвенных коллоидов наряду с изменением многих других их свойств меняются и те показатели, которые связаны с выделением теплоты смачивания. Наблюдения Янерта и выведенные им чис­ ленные характеристики относятся лишь к определенной группе коллоидов, вероятно, к тому наиболее распространенному слу­ чаю, когда коллоиды представляют собой смесь по преимуществу монтмориллонита и, гидрослюд. Из всего сказанного о влиянии обменных катионов на теплоту смачивания,можно сделать следующие выводы. Во-первых, несомненно, что такое влияние существует. Об этом свидетельствует постоянство того ряда катионов, который приведен выше (см. стр. 155). Во-вторых, это влияние имеет своей природой теплоту гидра­ тации обменных катионов. Об этом свидетельствует постоянств.о отношений теплоты гидратации катионов к теплоте смачивания почв и теплоты смачивания к емкости обмена, наблюдавшиеся для коллоидов с близким составом. Можно ли, однако, делать из этого тот вывод, который делает Янерт, т. е. что вся теплота смачивания почв целиком представ­ ляет собой теплоту гидратации обменных катионов? Н ам кажется, что рассмотренные материалы не дают основа­ ния для такого вывода. Д оля теплоты гидратации обменных 11 Заказ № 405 161 катионов в общей величине теплоты смачивания может быть р а з­ личной, и весьма вероятно, что она меняется как в зависимости от природы обменного катиона, та к и от природы самих коллои­ дов. Данны е Андерсона и Бевера и Винтеркорна как будто гово­ рят о том, что эта доля уменьшается с понижением молекуляр­ ного отношения S i0 2 : R2O3, ибо емкость обмена падает гораздо быстрее, нежели теплота смачивания, но считать такой вывод достоверным пока нельзя. Д ело будущих исследований — выяснить точно, какую долю в сорбции влаги составляет гидратация обмена их катионов ! и какую — связывание молекул воды непосредственно поверх­ ностью почвенных частиц. Однако припоминая то, что мы установили по вопросу о влия­ нии состава обменных катионов на сорбцию воды в парообраз­ ной форме, а такж е учитывая абсолютные величины янертовских отношений, можно с достаточной долей вероятности утверждать, что гидратация обменных катионов в связывании воды, а следо­ вательно, и в выделении теплоты смачивания играет второстепен­ ную роль, главную ж е роль играет связывание_.в.од_ы.-^самой поверхностью частиц. К такому ж е выводу приходят и Уинтер­ корн и ЭкКерт (W interkorn and Eckert, 1940). Эти исследователи, ссылаясь на тот факт, что абсолютные величины теплоты смачи­ вания мало изменяются с изменением состава обменных катио­ нов, вполне справедливо указывают, что большая часть теплоты смачивания выделяется в результате гидратации самой поверх­ ности частиц, а отнюдь не обменных катионов. Если ж е это так, то количество связываемой воды должно находиться в каком-то простом соотношении с величинами м ак­ симальной и простой (соответствующей воздушно-сухому состоя­ нию) гигроскопичности. Поэтому естественно, что ряд исследова­ телей пытались найти зависимость между теплотой смачивания и величиной воздушной или максимальной гигроскопичности. Этот вопрос изучался П. И. Андриановым. Он указывает (1940), что и теплота смачивания и гигроскопичность почвы нахо­ дятся в прямой зависимости от двух величин: 1) удельной поверх­ ности и 2) ее гидрофильности. В ы раж ая эти зависимости м атем а­ тически, получаем: д = и W = KiS<l>, где Q — величина теплоты смачивания в кал/г, 5 — величина удельной поверхности, Ф — величина гидрофильности, W — вели­ чина гигроскопической влажности, К и К\ — коэффициенты про­ порциональности. Разделив первое уравнение на второе, получаем О W 162 7К^^,— const, т. е. отношение теплоты смачивания к содержанию гигроскопи­ ческой влаги при данных условиях должно быть величиной постоянной. -I Это отношение Андрианов определил экспериментально для двух случаев: когда почвы имели влажность, равную воздушно­ сухой гигроскопичности, и когда их влажность была равна м ак­ симальной гигроскопичности. Соотношение меж ду теплотой смачивания и воздушно-сухой гигроскопичностью, по его данным, оказалось варьирующим от Р и с. 41. З а в и си м о ст ь теп лоты см ачи в ани я почв от в о зд у ш н о й гигроскоп и чности [по дан н ы м А н д р и а н о в а (1 ) и П у р и и Х у у н а (2 )]. 78 ДО 125 И в среднем равным 97. ’ Обработав таким ж е образом данные Пури и Хууна (P uri and Нооп, 1939), Андрианов нашел, что искомая величина варьирует от 46 до 335, т. е. уж е значи­ тельно сильнее, чем по определениям самого Андрианова. Сред­ няя величина в последнем случае оказалась равной 121. По опре­ делениям Морачевского, Ш тейгельберга, Черногоренко и Кардо (1960), она равна 115. Данны е Андрианова и Пури и Хууна изображены нами в форме диаграммы рассеяния на рис. 41. К ак можно видеть из ' В п одл и н н и к е 0,78, 1,25 и ,0,97. Н о т а к о е в ы числение отнош ени й я в л я ется н еправильны м , так как вели чи на теп лоты см ачи в ан и я б ер ет ся в к ал ор и я х н а I г почвы, а гигр оскоп и ч ность — в г на 100 г почвы. И т о и д р у г о е н у ж н о бр а т ь л и б о н а 1 г, л р б о н а 100^ ^ _ Д о эт о м у ._ зд есь и н и ж е в с е _ э т и отн ош ен и я увели чен ы н ам и в 100 pasT 'F roM ч и сле и н а рис. ?1' и " 4 2 - .- ^ ; 1 1 * 163 этого рисунка, рассеивание получается значительным, особенно для данных Пури и Хууна. Андрианов, однако, справедливо у ка­ зывает на то, что такое рассеяние вполне естественно, поскольку величина воздушной гигроскопичности может варьировать в зависимости от влажности воздуха в помеш,е'нии, где хранится почва; Поэтому больший интерес может представить отношение вели­ чины теплоты смачивания к величине максимальной гигроскопич­ ности. Андрианов (1931 и 1937) нашел это отношение равным 51,7. Янерт (1931), используя данные Цункера (Zunker, 1928), дает величину 50, т. е. очень близкую. Выводы обоих этих авторов Мансимальнаг^ гигросиопичнбсть Р й с. 42. З а в и си м о ст ь теп лоты см ачи в ан и я почв от величины М Г [по дан н ы м А н д р и а н о в а (^ ), Д и м о ( 2 ) и Ц у н к ер а (5 )]. оспариваются В. Н. Димо (1946), которая нашла, что искомое отношение для изученных ею 20 образцов почв варьировало от 37 до 68 (см. табл .34). Данны е Андрианова, Янерта и Димо приводятся на рис. 42 в виде диаграммы рассеяния. В этом случае рассеяние получилось меньшим, нежели на рис. 41, однако все ж е степень варьирования позволяет утверждать, что оно имеет в основе естественные причины и не является лишь результатом ошибок определения. М атериал к вопросу о соотношении между теплотой смачива­ ния, с одной стороны, и максимальной и воздушной гигроскопич­ ностью — с другой, мы находим в работе Затенацкой (см. табл. 33). Отношение теплоты смачивания к воздушной гигро­ скопичности, по ее данным, варьирует-от 91 до 134, в среднем составляя 111, а к максимальной гигроскопичности — от 28 до 49, в среднем равняясь 38. Первое из этих отношений очень близко к найденному Андриановым — 97, второе ж е значительно ниже средней величины, соответствующей, прямой линии на рис. 41, и равной 51. 164 . в связи .с вопросом о зависимости между теплотой смачива­ ния, с одной стороны, и величиной максимальной гигроскопич­ ности .— с другой, представляется интересным проверить правиль­ ность положения М итчерлиха о том, что выделение теплоты сма­ чивания почвой прекращ ается как раз по достижении последней влажности, равной величине максимальной гигроскопичности. Мы уж е знакомы с,последним явлением и знаем, что при опреде­ лении максимал^ой..д'ихр0.скопичности имеет место и капил^лярная конденса''ция, т. е. процёсс7'не связ'анный'с-^ теплотьГ£мачиЬ1м-и-я. Поэтому мы вправе вы сказать сомнение в том, что положение М итчерлиха соответствует действительности. Можно предположить, что то количество влаги, связывание кото­ рого сопровождается выделением тепла, должно быть меньше величины максимальной гигроскопичности, определяемой обыч­ ными методами, в том числе и методом М итчерлиха над 10%-ной серной кислотой. Данные для решения этого вопроса М ы находим у Андриа­ нова; он приводит величины теплоты смачивания Го’ и величины IFh — влажности почвы, при которой теплота смачивания делает­ ся равной нулю. Мы вычислили величины отношений Го/Wh, в ко­ торых Го выражено в кал/г, а Wu — в грамм ах на 1 г сухой почвы. Величины этих отношений (т. е. величины удельной теплоты сма­ чивания) для 26 почв оказались варьирующими от 36 до 114, в среднем составив 80, как это видно из табл. 41. . : . В ели ч ин а о тн ош ен и я r o lW n д л я н еск ол ьк и х почв (п о дан н ы м А н д р и а н о в а , 1937) Почва i i Т аблица 4 ] яя . П 3m * г на Почва 1 г почвы г на ■ § § ■ 1 Г почвы U ■ if 1 7 ,8 6 1 5 ,2 7 0 ,1 9 5 5 90 Т я ж е л а я глини­ стая 1 5 ,1 0 9 ,6 2 Ч ер н о зем 6 ,9 2 С ер а я 3 ,6 2 С угл и н и ста я 2 ,4 3 2 ,1 9 1 ,9 3 С уп есч а н а я 1 ,7 5 1 ,7 0 1 ,5 6 1 ,6 1 0 ,1 7 8 1 0 ,2 1 9 1 0 ,1 5 1 3 0 ,1 0 4 6 0 ,0 5 3 0 ,0 2 7 0 ,0 2 4 3 0 ,0 2 2 2 0 ,0 1 6 2 0 ,0 1 6 2 0 ,0 1 7 8 0 ,0 1 4 1 86 69 64 66 68 90 90 88 108 105 88 114 Т ор ф я н и ст ая П о д зо л и с т а я С уп есч ан ая ' П о д зо л и с т а я С у п есч ан ая П о д зо л и с т а я С у п есч ан ая П есч а н а я С редн ее Сильное варьирование может быть Андрианов работал главным образом 1 ,4 5 1 ,4 3 1 ,4 0 1 ,3 2 1 ,2 7 1 ,2 6 1 ,1 6 1 ,1 2 1 ,0 9 1 ,0 3 0 ,9 1 0 ,9 0 0 ,8 1 0 ,0 2 8 0 ,0 1 7 2 0 ,0 2 9 0 ,0 3 7 0 ,0 1 3 4 0 ,0 2 7 0 ,0 1 1 0 ,0 1 1 5 0 ,0 1 6 8 0 ,0 1 0 0 0 ,0 1 3 6 0 ,0 1 3 •0 ,0 1 0 6 — — 52 83 48 36 95 ' 47 104 108 65 103 67 69 76 80 объяснено тем, что с почвами легкого 165 механического состава, у малы, и поэтому при их ошибки. Величину Го/W^H можно телей. Сводку их дает Беренс которых измеряемые величины очень определении возможны значительные найти в работах и других исследова­ (Behrens, 1935): гт П о д анн ы м В ели чин а о т н о ш е н и я го/117« М и тч ер л и ха . . . . . Я н ер т а ..................................... М ирча . . . . . . . Р ем ер а . . . . . . . Б ер ен са . . . . . . . А ндрианова . . . . . 88. 57 81 80 75 80 Сопоставим это отношение с отношением Го/1^м, где есть максимальная гигроскопичность. Это отношение, как мы уже знаем из данных Андрианова и Янерта, равно 50. Разделив первое отношение на второе, получаем ^0 ' . Wn ' ^0 _ ■ Wm. . Wn __ ■ 8 0 _ 50 „ Следовательно, МГ в среднем в 1,6 раза превышает величину Wji— то количество влаги, сорбция которого связана с выделе­ нием теплоты смачивания. К ак видим,,величины МГ и не сов­ падают. Это объясняется, как уже говорилось выше, тем, что в величину МГ входит и некоторое количество капиллярно конI денсированной влаги, конденсация которой не сопровождается I выделением теплоты смачивания. Найденное отношение 1,6 позволяет грубо оценить, какую долю в величине МГ имеет связанная влага и какую — конденси­ рованная. Находим, что на долю первой падает 1/1,6 —60%, в то время как на долю второй 0,6/1,6—40%. j Очевидно, что величина представляет собой не что иное, { как наибольшее количество воды, кОторое может быть прочно i связано почвой. Другими словами, величина есть максималь­ ная адсорбционная влагоемкость почвы (МАВ) . Оригинальную попытку определения наибольшего количества прочно связанной воды, т. е. величины МАВ, биологическим- мето­ дом мы находим в работе Н. А. Качинского с сотрудниками (1950). В этой работе указанная величина определялась как влажность, при которой растение погибало, не оживая даж е после полива. В различных почвах П редуралья и Зауралья эта величина оказалась варьируюш;ей от 0,63 до 0,93 величины МГ, чащ ё всего составляя около 0,8 МГ. К большому сожалению, в работе нет попытки сопоставить наибольшее содержание прочно связанной воды, полученное указанным методом, с величинами, получаемыми другими методами, как, например, методом инди­ катора (Трофимова, Думанского) или по теплоте смачивания. 166 5. Ры хло св язан н ая влага и ее свой ств а Все предыдущие разделы настоящей главы относились к проч­ но связанной влаге и ее свойствам. Теперь нам надлежит позна­ комиться с влагой рыхло связанной и ее свойствами. Существование и некоторые свойства рыхло связанной влаги особенно отчетливо выявляются при рассмотрении влияния об­ менных катионов на пептизацию почвенной массы. В главе III, говоря о влиянии состава обменных катионов на гигроскопическое связывание воды почвой, уж е указывалось на то, что в почвоведении существует твердо установивщийся взгляд, основанный на многочисленных экспериментальных данных, сущ­ ность которого сводится к тому, что огромное влияние на связы­ вание жидкой воды почвенными частицами оказывает состав обменных катионов. Впервые этот ф акт был установлен еще в 1914 г. К. К. Гедройцем в его известной работе «Коллоидальная химия в вопросах почвоведения». Во второй части этой работы (1914, стр. 18— 19) он говорит о том, что насыщение «продуктов присоединения» щелочными катионами ведет к повыщению коллоидальности почвы. Более обстоятельно этот вопрос был изучен Гедройцем не­ сколько позднее в его работе «Ультрамеханический состав почвы и зависимость его от рода катиона, находящегося в почве в по­ глощенном состоянии», вышедшей в 1922 г. Гедройц насыщал слитой кубанский чернозем (горизонт 80— 100 см) различными катионами. Он брал из цилиндров с почвен­ ными суспензиями с определенной глубины пробы жидкости пи­ петкой в 10 мл и, вы паривая эти пробы, нашел следующие коли­ чества сухого вещества в граммах в 10-миллилитровых пробах: в суспензии почвы, насыщенной Na. . . . . . . . 1 ,9 8 0 N H / .................................. 0 ,7 1 6 К ' ........................................0 ,3 1 9 M g - ................................... 0 ,3 6 5 С а - ............................. . 0 ,1 9 5 В а - .................................. 0 ,0 1 1 0 ,2 3 2 Н - .................................. . C a " -b M g " . . . . . 0 ,1 9 0 . (п е р в о н а ч а л ь ­ н ая п о ч в а ) Н а оснований этих данных, а такж е многих других опытов, Гедройц пришел к заключению о том, что дисперсность почвы в щироких разм ерах зависит от рода катиона, насыщающего поч­ ву. Однозначные катионы повышают дисперсность почвы и при этом тем сильнее, чем ниже атомный вес катиона. Дисперсность почв, насыщенных двузначными катионами, значительно меньше, но и в этом случае сохраняется влияние атомного веса. 167 После выхода в свет работы Гедройца в разных странах поя­ вились многочисленные исследования на ту ж е тему, которые целиком подтвердили существование явления и управляющие им закономерности, установленные Гедройцем. После того как явление было установлено, возник вопрос о еГо пр-ироде. Гедройц в цитированной выше работе (1922) говорит, что пептизацию почвы при насыще;нии ее, например, Ионом натрия можно объяснить двояко. У казав, что в результате обменной ре­ акции между обменным катионом и водой в последней появля­ ются свободные гидроксильные ионы, причем эта обменная реак­ ция протекает более энергично в случае почвы, насыщенной одно­ значными катионами, Гедройц говорит, что повышение дисперсно­ сти почвы и вызывается действием Гидроксильных ионов. Второе объяснение заключается в том, что повышение дисперсности поч­ вы может повлечь за собОй и ее распад на элементарные гидро­ окиси— кремния, ж елеза и алюминия, что в свою очередь тож е повышает дисперсность. Оценивая эти взгляды Гедройца с современной точки зрения, мы должны признать, что они не отвечают истинной природе явления. Весьма широкое распространение получил взгляд Вигнера (W iegner, 1925) на природу зависимости между степенью пептйзированности почвенной массы и составом обменных катионов. Вигнер в основу объяснения этой зависимости положил явление гидратации обменных катионов. При этом Вигнер в своих сооб­ раж ениях воспользовался числами гидратации, найденными Ризенфельдом и Рейнгольцом, которые мы приводили в главе И (см. табл. 4). Исходя из этих величин, Вигнер предположил, что коллоидная частица, насыщенная, скажем, ионом натрия, должна иметь го­ раздо более толстую водную оболочку, чем такая ж е частица, насыщенная калием или тем более кальцием, так как в первом случае эта оболочка образуется путем слияния толстых гидрат­ ных оболочек ионов натрия, а во втором она образуется путем слияния тонких гидратных, оболочек ионов калия или кальция. Поэтому когда в соприкосновение с водой приходит почва, насы­ щенная ионом натрия, то вокруг почвенных частиц толстые вод­ ные оболочки не только образуются, но и, преодолевая силы сцеп­ ления, существующие между первичными почвенными частицами, расклинивают их и вызывают пептизацию почвы, т. е. распад ее агрегатов на первичные частицы. Если ж е почва насыщена ионом кальция, то тонкие водные оболочки, образующиеся вокруг пер­ вичных частиц, не в состоянии преодолеть силы сцепления меж ду этими частицами и явление пептизации не наступает. В доказательство правильности своих взглядов Вигнер при­ водил влияние состава обменных катионов на вязкость суспен168 зий глины, в одной из его работ (1924) мы находим следующие величины относительной вязкости суспензии глины, имевшей: кон­ центрацию 89,97 г/л: С а -гл и н а . К -гли н а . . . . ' 1 ,1 3 1 N H 4-ranH a . 1 ,1 3 4 М а-глина . . . . . . 1 ,1 3 7 1 ,1 5 6 Из того факта, что вязкость суспензии в приведенном ряду возрастает, Вигнер делает вывод о повышении; лиофильности в том ж е ряду, которое вызывается увеличением мощности гидратных оболочек. При внимательном рассмотрении только что приведенных цифр подобный вывод вызывает недоумение. Действительно, вяз­ кость в этом ряду от Са-глины к N a-глине несколько возрастает. Но это увеличение настолько незначительно, что позволяет прийти скорее к обратному выводу, а именно к выводу о том, что . разм ер гидратных оболочек у частиц глины, насыщенных р а з­ личными катионами, почти одинаков, т. е. что степень гидрата­ ции обменных катионов если и оказывает влияние на толщину этих оболочек, то лишь очень небольшое. Взгляды, близкие к точке зрения Вигнера, вы сказывал и ■С. М аттсон (1938). В его работах содержится, много ценных экс­ периментальных данных, поэтому мы рассм отрим . их подроб­ нее. Маттсон, как и многие другие исследователи, начиная с Гуи, представляет себе коллоидную частичку, в частности — частичку почвенных коллоидов, в виде ядра, которое окружено диффузным слоем ионов. В почвенных коллоидах эти последние в большин­ стве случаев бывают представлены катионами в связи с тем, что сам а частица обычно имеет отрицательный заряд. Катионы, об­ разующие диффузный слой, являю тся частью обменных катионов и именно той их частью, которая находится в диссоциированном состоянии («отдиссоциированные катионы »). Н а эти катионы дей­ ствуют Две противоположно направленные силы: присущее им «осмотическое» давление и электростатическое притяжение, со стороны внутреннего слоя коллоидной частицы. Равновесие уста­ навливается тогда, когда эти две силы становятся равными (М ат­ тсон, 1938, стр. 14). В другом месте (1938, стр. 242) Маттсон по­ ясняет, что ионы диффузного слоя «.. . стремятся рассеяться по всем направлениям, но' удерживаются электростатическим притяжением противоположно заряженного коллоидного комп­ лексного иона, который образует ядро ионной атмосферы». Ионы, отдиссоциированные коллоидной частицей, порождают «осмоти­ ческую силу». Из этих высказываний М аттсона вытекает, что диссоциация катионов совершается под действием сил, природа которых остается, в сущности говоря, неясной. Такое впечатление усили­ вается высказанным здесь ж е положением о том, что «гидратация 169 ионов, при помощи которой некоторые исследователи объясняли лиофильное поведение коллоидов, р а с с м а т р и в а е т с я н а м и к а к к о с в е н н о е в л и я н и е , вследствие которого наиболее гидратированные ионы диссоциируют наиболее сильно». (1938, стр. 243) . Явление диссоциации катионов, представляющее, по мнению Ма:ттс0на, причину возникновения осмотической силы, ^имеет своим следствием осмотическое набухание коллоидных частиц. Что причинная связь именно такова, следует из целого ряда вы­ сказываний. Так, например, на стр. 233 Маттсон прямо говорит о том, что «очень сильное впитывание воды коллоидом, насы­ щенным натрием, по сравнению с коллоидом, насыщенным каль­ цием, о б ъ я с н я е т с я б о л ь ш о й д и с с о ц и а ц и е й и о н о в н а т р и я (разрядка автора А. Р.). Это создает высокое осмоти­ ческое давление вокруг частиц, которые поэтому, вследствие большого осмотического притока воды, дальш е отталкиваются друг от друга». Н а стр. 247 находим такую фразу: « ... осмотиче­ ское впитывание происходит вследствие диссоциации коллоидной частицей способных к диффузии ионов». Таким образом, Маттсон рассматривает набухание почвенных коллоидов как следствие «осмотической силы», порождаемой дис­ социацией обменных катионов, слагающих диффузный слой. П ри­ чина же самой этой диссоциации остается неясной. Однако в дру­ гих местах в словах М аттсона проскальзывают несколько иные мысли. Так, на стр. 13 мы находим указание на то, что «. . . дис­ социация катионов зависит не только от валентности, но и от других причин, среди которых, как было показано Вигнером, наи­ более важны атомный объем и степень гидратации. Чем меньше объем катиона, тем больше степень гидратации и количество мо­ лекул воды, притянутых к иону, и чем ниже его потенциал, тем менее чувствителен он к электростатическому притяжению по­ верхности.» Н а стр. 73 М аттсон указывает, что «в случае очень маленьких ионов, самопотенциал которых слишком высок, стабильность ионов повышается при соединении с молекулами растворителя». Н а стр. 79, обсуждая возможную роль лития, Маттсон пишет; «Ион лития является наиболее слабым свертывающим катионом по той ж е причине, по которой он является наиболее сильным высаливающим ионом. О н с и л ь н о г и д р а т и р о в а н и п о ­ э т о м у с и л ь н о д и с с о ц и и р у е т с я к о м п л е к с о м, д авая начало наиболее высокой осмотической гидратации и увеличивая этим стабильность мицелл» (разрядка автора — А. Р.). ■ И, наконец, на стр. 336 Маттсон уЖе прямо говорит о том; что степень диссоциации обменных,катионов «. . . зависит от при­ роды, валентности и гидратации ионов». Вместе с тем, однако, Маттсон, отнюдь не склонен считать, что вся осмотически впитанная вода представляет собой воду гидра­ 170 тации обменных катионов, как то допускает, например, П. Фаге^ лер (1938). Так, Маттсон на стр. 231—232 говорит: «П редполага­ лось, что впитанная вода представляет собой воду гидратационных оболочек ионов. Помимо того, что количество впитанной воды часто слишком велико для такого объяснения, есть еще и другие причины, делаю щие это объяснение неприемлемым». В этом М ат­ тсон, несомненно, прав. Простой расчет подтверждает это. В о д ­ ном из опытов, которые более подробно будут рассмотрены ниже, М аттсон нашел, что 1 г бентонита, насыщенного натрием и имев­ шего емкость обмена около 0,8 м-экв. на 1 г, впитывает 10 г воды. Допустив полную диссоциацию катионов обменного натрия (чего на деле никогда не бывает) и взяв наибольшую из встреченных в литературе величину гидратации ионов натрия, равную 66 (по данным Ризенф ельда и Рейнгольда), найдем, что обменный нат­ рий, содержащ ийся в бентоните, мог связать 0 ,8 x 6 6 = 53 милли­ моля воды, что составит 5 3 x 0 ,0 1 8 = 0 ,9 5 г. воды. Следовательно, самое большее одна десятая общего количе­ ства впитанной воды может быть отнесена на счет воды гидра­ тации ионов. Если ж е учесть, что мы пользовались максимальным числом гидратации ионов натрия и исходили из предположения о полной диссоциации этих ионов, то истинная доля гидратационной воды окаж ется значительно меньшей, нежели полученная нами при помощи приведенного выше расчета. Таким образом, в представлениях М аттсона не трудно обнару­ жить некоторые противоречия. В чем ж е их причина и как сле­ дует в конце концов представлять себе сущность «осмотического впитывания», о котором говорит Маттсон и которое, несомненно, существует в природе?. Н ам каж ется, что основную причину противоречия следует искать прежде всего в механизме диссоциации обменных катио­ нов. Постановка этого вопроса приводит нас, в сущности говоря, к вопросу о причинах электролитической диссоциации вообще, ибо связь меж ду обменными катионами и теми анионами, которые слагаю т собой поверхность коллоидной частицы и С которыми обменные катионы связаны до тех пор, пока они не перешли в диссоциированное состояние (какова бы ни была природа этих анионов), является, несомненно, связью электровалентной. Силы притяжения, существующие между ионами противоположного знака, весьма велики, и для того чтобы обменные катионы могли перейти в диссоциированное состояние, к ним должны быть при­ ложены силы достаточно большие, чтобы вызвать их диссоциа­ цию, т. е. отсоединение их от анионов. Носителями этой силы являю тся дипольные молекулы воды. П ритягиваясь своими отрицательно заряженными полюсами к обменным катионам, т. е. гидратируя их, диполи воды разви­ вают в результате этой гидратации усилие, необходимое для того, чтобы оторвать обменные катионы от анионов, находящихся на 171 поверхности коллоидальных частиц. Чем меньше радиус катиона, тем больше при прочих равных условиях степень его гидратации, другими словами, тем больше усилие, которое стремится отор­ вать катион от аниона, т. е. вызвать диссоциацию. Однако эта закономерность действует лишь в пределах одной и той ж е в а ­ лентности и наиболее резко проявляется в отношении однова­ лентных катионов. К ак только мы переходим к катионам двува­ лентным, так сейчас ж е величина валентности налагает резкий отпечаток на все явление. Наличие у ионов двух (или тем более большего числа) зарядов резко сниж ает их способность к диссо­ циации, ибо тех сил, которые развиваю тся в результате гидрата­ ции (несмотря на то, что она у дву- и поливалентных катионов, по-видимому, выше, чем у одновалентных), оказывается уже недостаточно для того, чтобы вызвать сколько-нибудь значитель­ ную диссоциацию двувалентных обменных катионов. Таким образом, по нашему мнению, первопричину диссоциа­ ции обменных катионов следует искать в их гидратации. А само явление гидратации уж е представляет собой элемент «осмотиче­ ского впитывания», хотя' далеко не исчерпывает его целиком. Осмотическое впитывание и его следствие — набухание почвен­ ных коллоидов сопряжены еще с некоторыми явлениями, о кото­ рых подробно будет сказано ниже. Перейдем теперь к ознакомлению с некоторыми эксперимен­ тальными данными Маттсона. Серией опытов (1938, главы V III и IX) им была установлена интересная количественная законо­ мерность, относящаяся к зависимости между количеством осмо­ тически впитанной воды и внешним давлением, производимым на систему. Свои опыты Маттсон выполнил на образцах бентонита, насыщенных разными катионами. Густую пасту бентонита он помещал на воронку Бюхнера, укрепленную в пробке, закры ­ вающей колбу Бунзена. Создав в последней некоторое разре­ жение, Маттсон тем самым подвергал свою систему внешнему давлению в пределах от нескольких миллиметров до 6 0 ^ 7 0 см ртутного столба.'Это давление измерялось с помощью манометра и поддерживалось до тех пор, пока бентонит не переставал отда­ вать воду. После этого определялось содержание воды в бенто­ ните, соотв.етствующее примененному давлению. Сопоставив содержание влаги с величинами давления, М ат­ тсон установил, что произведение количества влаги, удерж ивае­ мого бентонитом, на корень третьей степени из величины приме­ ненного давления, представляет собой постоянную величину, ко­ торая зависит от природы обменного катиона. Представив это математически, получаем w Y ^ = K, где W — количество воды, удерживаемой бентонитом, на единицу 172 веса бентонита, Р — примененное давление, /С — константа, за­ висящая от природы катиона, насыщающего бентонит. Выражая Р в см ртутного столба, а W — в граммах воды на. 1 г бентонита, Маттсон получил следующие численные значения /Сдля изученных им объектов: Е стеств ен н ы й б ен т о н и т (насы щ ен п р еи м ущ ест в ен н о N Б ен т о н и т эл ек т р о д и а л и зи р ов ан н ы й , невы суш ен н ы й . . Б ен то н и т, эл ек т р о д и а л и зи р о в а н н ы й и д о в ед ен н ы й д о со ст о я н и я ....................................... Б ен то н и т, н асы щ енны й м агн ием д о в ед ен н ы й д о со ст о я н и я ................................. . доведенны й д о Б ен то н и т, н асы щ енны й к альц и ем со ст о я н и я . . ......................... д ов еден н ы й до Б ен тон и т, насы щ енны й к али ем с о ст о я н и я . . . . . . . д о в ед ен н ы й д о • Б ен т о н и т , н асы щ енны й л итием с о с т о я н и я .......................................... a ) ................................ 13,54 . . . . . . . 7,55 в о зд у ш н о -с у х о г о 3,02 в о зд у ш н о -с у х о г о 3,01 в о зд у ш н о -с у х о г о 2,99 в о зд у ш н о -с у х о г о 5,31 в о зд у ш н о -с у х о г о 10,54 Анализируя ЭТИ данные, прежде всего следует подчеркнуть однородный характер количественной закономерности: обратную пропорциональность между влажностью и корнем кубическим из давления. Следует отметить, что уравнение Маттсона тождест­ венно уравнению Фелегера (1938). Последний получил следую­ щее уравнение; , W j= l,7 6 7 ^ K ^ -\ где Wj — содержание воды в г на 100 г сухой почвы, S/C — сумма обменных катионов в миллимолях на 100 г сухой почвы, я — ос­ мотическое давление в атмосферах. Преобразуем эту формулу, выразив давление в сантиметрах ртутного столба и отнеся все величины к 1 г почвы, т. е. приведем к тем единицам, в которых выражено уравнение Маттсона. ОчеР .. видно, что я Емкость обмена бентонита, с которым работал Маттсон, равна 0,8 м-экв. на 1 г почвы, т. е. 0,4 миллимоля при двувалентных катионах. Тогда формула Фагелера примет такой вид: / р \ —7з W j = \ , 767 ■ 0,4(\ 7 6 ) откуда WjP''^ = 1,767 • 0.4 • 7б‘^== 2,99 WjP''^=2,99, т. е. мы получили уравнение Маттсона для бетонита, насыщен­ ного кальцием, магнием и водородом. Аналогичную количественную зависимость можно получить и Из данных Вуудрэффа (Woodruff, 1940). Он изучал изменение 173 содержания влаги в почвенных коллоидах в зависимости , от величины давления, приложенного к коллоиду. При ве^ 5 Ьличинах давления: вплоть до pF = 4,34, т. е. до давления, равЩ ! ного 21 860 см вод. ст., Вуудрэфф пользовался методом ультра(" ! фильтрации, а при более низких — методом измерения упругости ■ водяного пара. Исходное содержание влаги в коллоидах равня­ лось 800— 1000%. Результаты наблюдений в работе Вуудрэффа представлены в форме графика, изображающ его зависимость ме‘ жду логарифмом; давления и логарифмом влажности, которая оказалась линейной. Снимая с графика соответствующие вели­ чины, получаем: lg P ^ 3 ,1 8 - 3 ,1 8 1 g lF , ' или У7р0.314_|0, т. е. уравнение, весьма близкое к уравнению Маттсона. Это дает право рассматривать данную зависимость как универсальную. Возвратимся к работам М аттсона. Второй интересный вывод, напращивающийся из сопоставления констант для бентонита, на­ сыщенного кальцием, магнием и электродиализированного и высущенного (случаи 3, 4 и 5), касается вопроса о степени диссоциа­ ции этих катионов. Константы получились в этих трех случаях одинаковые, хотя свойства таких катионов, как кальций и магний, с одной стороны, и водород — с другой, весьма различны. При этом следует отметить, что в электродиализированных образцах обменным ионом может быть как ион водорода, так и ион алю­ миния. Известно, что при взаимодействии электродиализированной почвы с растворами нейтральных солей в раствор переходит не водородный ион, а ион алюминия, хотя в процессе электродиа­ лиза в коллоидный комплекс в качестве обменного внедряется, несомненно, ион водорода. Не вдаваясь в вопрос о том, в какой ж е момент водородный ион «превращается», так сказать, в ион алюминия ^— в самый мо­ мент электродиализа или позднее, —•мы ограничимся подтверж­ дением того, что константы К в уравнении М аттсона одинаковы в случае насыщенности бентонита ионами Са" или M g’ или Н'(АГ'). Одинаковость этих констант позволяет сделать заклю ­ чение о том,'что и степени диссоциации этих катионов тож е оди­ наковы. А так как свойства перечисленных катионов достаточно различны, то одинаково диссоциированными они могут быть только в одном случае — когда степень их диссоциации равна нулю или очень близка к этой величине. Такое предположение подтверждается некоторыми данными о степени диссоциации, которые можно найти в литературе. Так, Антипов-Каратаев с сотрудниками (1935) нащли следующие ,1 7 4 величины электропроводности для суспензий суглинка, насыщен­ ного разными катионами: Насыщающий катион Удельная электро­ проводность, обратные омы ЬГ 1 3 ,5 9 - 1 0 1-5 Na- 1 2 ,4 5 -1 0 ' К' M g" ,-5 1-5 8 ,8 2 - 1 0 5 ,6 6 - 1 0 ',-5 Насыщающий катион Удельная электро­ проводность, обратные омы Са" 5 ,6 0 - 1 0 1-5 В а- 5 .0 0 - 1 0 ', - 5 н- 5 . 0 0 - 1 0, - 5 Из этих данных видно, что и по электропроводности, которая является функцией степени диссоциации, суглинок, насыщенный кальцием, магнием или водородом (или алюминием?), ведет себя совершенно одинаково. В то ж е время, если насыщающим катио­ ном является какой-либо одновалентный катион, электропровод­ ность сразу отчетливо повышается и при этом по-разному для разных катионов. Это подтверждает наше предположение, что степень диссоциации обменных кальция, магния и водорода (или алюминия?) одинакова потому, что она близка к нулю. Придя к такому выводу, мы должны вернуться к вопросу о том, чем ж е обусловлено осмотическое набухание коллоидов, раз диссоциация обменных катионов подавлена, а следовательно, подавлена и гидратация. Впрочем, выше уж е было показано, что д аж е при полной диссоциации и очень высокой гидратации, например натрия, гидратная вода может составить лишь неболь­ шую долю от общего количества влаги, впитываемой бентонитом. Ответ на этот вопрос может быть только один: «осмотическое впитывание» вызывается не столько гидратацией обменных к а - , тионов, д аж е если таковыми являю тся натрий или литий, сколько •, связыванием воды непосредственно поверхностями самих кол- | I лоидных частиц. — ... ............ ........... Рассм атривая данные М аттсона, нельзя не обратить внимания на большую разницу в набухании высушенного и невысушенного электродиализированного бентонита. Электродиализированный бентонит, не подвергавшийся высушиванию, оказался обладаю ­ щим несравненно большей способностью к набуханию, нежели просушенный, как это можно видеть на рис. 43. Этот опыт по своим результатам напоминает опыт Пури и Р ая (P uri and Rai, 1944), который будет рассмотрен ниже. К акая-то и при этом значительная часть влаги, составлявшей водные оболочки естественного, насыщенного натрием бентонита не исчезла с заменой обменного натрия ионом водорода (или алю миния). Очевидно, что эта часть влаги во всяком случае не являлась водой гидратации натрия. Лишь последующее высуши­ вание необратимо удалило эту влагу. 175 ■ Очевидно, в опытах М аттсона роль катионов натрия и лития заклю чалась не в том, что они создавали водные оболочки вокруг коллоидальных частиц за счет слияния присущих им самим вод­ ных оболочек, а в том, что ионы не обеспечивали прочного сцеп­ ления, «склеивания», «сщивания» коллоидных частиц между со­ бой нри высушивании бентонита. В результате при последующем смачивании бентонита вода, связываясь непосредственно поверх­ ностью частиц (и лишь в небольшой степени самими обменными катионами), смогла проникнуть между частицами, отодвинуть их друг от друга и вызвать набухание бентонита. В то ж е время Р и с. 43. З а в и си м о ст ь м е ж д у д ав л ен и ем отсасы в ан и я и с о ­ д е р ж а н и е м воды в бен т он и т е (п о дан н ы м М а т т с о н а ). г е в од ы / 4 [ г Ьотпоиито в 1— б ен то н и т эл ек тр о д и ал и зи р о в ан ны й , вы су ш ен н ы й , 2 — б ен то н и эл ек тр о д и ал и зи р о в ан н ы й , н евы су ш ен н ы й , 3 — б ен то н и т естествен н ы й т . в бентоните, насыщенном двувалентными катионами, эти послед­ ние вызвали настолько прочное «склеивание», «сшивание» частиц между собой, что при последующем смачивании сила, с которой частицы притягивают к себе молекулы воды, оказалась недоста­ точной для того, чтобы разорвать с)вязи, создаваемые много­ валентными катионами, и отодвинуть друг от друга пер­ вичные частицы бентонита. Вследствие этого, он сохранился в виде агрегатов и набухание в нем наблю далось лишь незна­ чительное. Ко всему этому необходимо добавить, что бентонит, с которым работал Маттсон, не Может считаться моделью, хорошо воспро­ изводящей свойства почвенных коллоидов, минералогический состав которых разнообразен, тем более, что присутствие в поч­ вах монтмориллонита, являющегося основным компонентом бен­ тонита, в настоящее время оспаривается. Поэтому результаты исследований М аттсона и все вытекающее из них имеют пока ограниченное значение и должны быть проверены на достаточ­ ном числе коллоидов, выделенных из почв различных типов. 176 Задолго до того времени, когда создавалась только что изло­ женная точка зрения, наш едш ая свое наиболее четкое выражение в работах Вигнера и М аттсона, в литературе начали появляться работы, в которых высказывались иные взгляды. Таковы работы Г. Ф. Нефедова (1902), Пури и Киина (P uri and Keen, 1925), В. Н. Филипповой (1931); B.C. Ш арова и М. П. Бутовской (1940), В. С. Ш арова и О. И. Измайлович (1941-), сборник под редакцией Цуринова (1940) и др. Обобщение этих работ, а такж е собственные эксперименты позволили Антипову-Каратаеву (1943) прийти к выводу, что степень первичной дисперсности может быть достигнута не только насыщением почвы ионом натрия или лития, но и: механическим растиранием почвенного теста, которое « .. . способствует полному смачиванию поверхности каждой первичной частицы и отсюда расклинивающему действию водных пленок». С тех пор количе­ ство экспериментальных данных, освещающих это явление, умножилось. В 1947 г. по данному вопросу появилась обстоятельная работа Р. X. Айдиняна (1947). Убедившись в том, что растирание теста, с одной стороны, и подготовка почв к выделению коллоидов пу­ тем насыщения их ионом натрия — с другой, дают примерно оди­ наковый выход фракции меньше 0,001 мм, Айдинян задался во­ просом устойчивости получаемых суспензий. После подготовки путем растирания густого теста он приготовил суспензии из об­ разцов трех горизонтов мощной темно-серой лесостепной почвы. В этих суспензиях несколько раз с промежутками в три дня опре­ делялось содержание частиц меньше 0,001 мм. Результаты опре­ делений представлены в табл. 42. Т аблица 42 С о д е р ж а н и е ч асти ц м еньш е 0,001 м м (% о т в е с а с у х о й почвы ) в с у с п е н зи я х т ем н о -сер о й почвы ч ер ез р азл и ч н ы е п р о м еж у тк и в рем ени (п о дан н ы м А й д и н я н а , 1947) П ериод стояния суспензий почвы, дни П очва 12 0 3 6 9 Т е м н о -сер а я , го р и зо н т 0— 4 с м ........................ 2 5 ,2 2 5 ,2 2 5 ,0 2 5 ,8 2 5 ,2 Т о ж е , го р и зо н т 15— 2 0 см ................................ 2 5 ,2 2 5 ,9 2 5 ,6 2 5 ,5 2 5 ,3 2 4 ,9 2 4 ,6 2 4 ,5 2 4 ,8 „ го р и зо н т 2 7 — 32 см ............................. ...... 2 4 ,9 1 Из этих данных видно, что в пределах 12 дней суспензии ока­ зываются вполне устойчивыми, т. е. никакой коагуляции в них не происходит. Следовательно, диспергирование почв, насыщенных 12 Заказ № 405 177 кальцием и магнием путем растирания, дает устойчивые суспен­ зии. К большому сожалению, Айдинян не исследовал вопроса об устойчивости таких суспензий в отношении более тонких, колло­ идных частиц. Далее, тем ж е исследователем был выяснен вопрос о том, что путём растирания теста можно добиться полной пептизации почвы не только до размеров частиц меньше 0,001 мм, но и до частиц коллоидального размера при условии, что почва насыщена ионами натрия, кальция или водорода. Насыщение почвы ионами алюминия резко снижает ее дисперсность. Результаты исследований Айдиняпа подтверждаются весьма поучительной работой Пури и Р ая (Puri and Rai, 1944). В их ис­ следованиях исходным материалом служила почва, лишенная пу­ тем электродиализа обменных основании и затем высушенная. В первом опыте навески такой почвы были обработаны эквива­ лентными емкости обмена количествами гидроокисей различных оснований. Суспензии приготовленных таким образом навесок почвы, насыщенных различными катионами, стояли в течение трех недель, после чего были подвергнуты анализу. В них было найдено следующее: В почве, н асы щ ен н ой . . . . С одерж ан и е части ц < 0 ,0 0 2 % о т в е с а су х о й почвы . . . . Li' N a’ К’ NH4 С а” M g- мм, . . 5 5 ,3 5 5 ,0 6,8 1 4 ,5 4 ,8 6 ,0 Результат, как видим, получился обычный: одновалентные катионы (из них особенно натрий и литий) вызвали пептизацию, значительно более сильную, нежели двувалентные ионы кальция и магния. С той ж е самой почвой был проделан второй опыт. Н авески, почвы сначала насыщались ионом лития, как обеспечивающим наиболее полную пептизацию. Затем они обрабатывались 0,05^^ раствором соляной кислоты вплоть до полного вытеснения лития. Избыток соляной кислоты отмывался, после чего эти навески б е з п р е д в а р и т е л ь н о г о в ы с у ш и в а н и я обрабатывались э к ­ вивалентными количествами гидроокисей различных оснований. Полученные таким образом почвы, насыщенные различными к а ­ тионами, п о - п р е ж н е м у б е з в ы с у ш и в а н и я были сус­ пендированы в воде и подвергнуты механическому анализу. Р е ­ зультаты приводятся в табл. 43. Из таблицы видно, что вплоть до разм ера частиц 0,43 мк все испытывавшиеся суспензии оказались обладающими одинаковой степенью дисперсности, за исключением суспензии, насыщенной ионом бария. И только ниже этого предела суспензии, насыщен­ ные ионом водорода, а такж е двувалентными катионами, о каза­ лись обладающими дисперсностью заметно меньшей, чем в слу­ чае насыщения катионами одновалентных оснований. При этом 178 суспензии, насыщенные ионом водорода и ионами двувалентных оснований, проявили тенденцию к коагуляции. Другими словами, вполне устойчивые суспензии дают лишь почвы, насыщенные щелочными металлами. Т а б л и ц а 43 Д и с п е р с н о с т ь п о ч в е н н ы х с у с п е н з и й , н а с ы щ е н н ы х с н а ч а л а и о н о м L i, затем ионом Н, а затем кати он ам и разли чн ы х оснований без вы суш ивания (п о д а н н ы м П у р и и Р а й , 1944) Разм ер частиц, мк Насыщающий катион Са Ва Sr . . . NH4 Na . К . Li . <2 <1 <0,43 <0,20 5 6 .5 5 5 .7 5 3 .7 5 2 .7 5 3 ,4 5 4 .1 5 4 .2 5 3 .9 5 4 ,1 5 2 .8 4 0 .7 2 7 .7 ( К ) 5 0 .0 4 9 .8 5 0 .7 5 3 ,6 5 3 .3 5 3 .8 4 3 ,3 4 0 .1 4 3 ,6 4 4 .2 4 6 ,5 4 2 ,9 4 6 .3 3 7 ,9 3 7 ,8 3 8 .2 4 2 .7 4 6 .3 4 3 .7 4 3 .6 П рим ечан ие. <0,177 2 8 ,1 ( К ) 2 4 ,7 ( К ) 2 8 .4 ( К ) 4 2 ,6 4 4 ,9 4 0 ,6 4 2 ,5 (К ) о б о зн а ч а е т к оагул я ц и ю сусп ен зи и . Обсуждая результаты, авторы подчеркивают тот факт, что степень дисперсности, созданная всеми четырьмя испытывавши­ мися одновалентными щелочными катионами, оказалась одинако­ вой, несмотря на то, что эти катионы характеризую тся различной степенью гидратации. Из этого следует, что гидратация обменных катионов не оказы вает влияния на скорость оседания частиц, т. е. частички, насыщенные разными катионами, не отличаются одна от другой толщиной своих сольватных оболочек, как это пред­ полагалось ранее Вигнером, Маттсоном и другими исследовате­ лями, в том числе и автором настоящей работы (1932). Опыты Пури и Р а я свидетельствуют о том, что если почву подвергнуть предельной пептизации (в данном случае это было достигнуто путем насыщения ее ионом лития) и в дальнейшем не высушивать, т. е. не удалять тех водных оболочек, которые обра­ зуются вокруг первичных частиц при пептизации, то последующее замещение обменного лития ионом водорода или ионами двува­ лентных оснований, кроме катиона бария, не вызовет образования агрегатов, превышающих по своим размерам 1 мк, и в незначи­ тельной мере вызовет образование агрегатов 1—0,3 мк. Лишь за пределами этой последней величины образование агрегатов ста­ новится более интенсивным. При этом толщина гидратационных оболочек остается постоянной, несмотря на то, что гидратируемость испытывавшихся катионов была весьма различной и 12* 179 настолько большой, что она препятствовала «сшиванию» между собой частичек, насыщенных двувалентными катионами. Вывод Пури и Р а я о том, что насыщение почвы различными катионами не ведет за собой заметных различий в толщине соз­ дающихся вокруг почвенных частиц водных оболочек, подтвер­ ждается результатами более старой работы Бевера и Уинтер­ корна (Baver and W intercorn, Г935). Они исследовали влияние обменных катионов на некоторые физические и физико-химиче­ ские свойства коллоидов глин, в том числе на набухание колло­ идов и гидратацию коллоидных частичек, которую они вычис­ ляли из величин вязкости суспензий, пользуясь формулой Эйн­ штейна. Некоторые из полученных ими данных приведены в табл. 44. Т а б л и ц а . 44 Н а б у х а н и е и ги д р а т а ц и я к ол л о и д о в глин, насы щ ен н ы х р азличн ы м и к ати он ам и ( п о данн ы м Б ев ер а и У ин тер к орн а, 1935’) Коллоид Пэтнам Насыщ аю щ ий катион гидратация, набухание, 5 .2 0 5 .2 5 5 .2 5 4 ,0 7 5 .2 0 5 .2 0 0 ,8 1 4 ,9 7 4 ,0 2 0 ,5 0 0 ,9 1 0 ,8 5 смз/г Н- . ьг NaК' . Са" ■Ва" см^’/г Коллоид Уэбэш гидратация, см=/г К оаг. 7 ,3 9 7 ,4 5 7 ,0 3 6 ,7 4 6 ,6 7 набухание, см^/г 0 ,9 4 3 ,1 0 3 ,7 3 0 ,5 5 0 ,7 9 0 ,7 4 Из этих данных видно, что, в то время как величины набуха­ ния сухих коллоидов оказываются резко различными в зависи­ мости от рода насыщающего коллоид катиона, величины гидра­ тации практически одинаковы. Этбт последний вывод, помимо того, что он полностью совпадает с выводами Пури и Рая, имеет и более щирокое значение, так как свидетельствует о том, что толщина водных оболочек оказывается одинаковой не только у частиц, насыщенных одновалентными катионами, но и у насы­ щенных двувалентными. Напомним, что и Вигнер получил почти совершенно одинако­ вые величины вязкости суспензий, насыщенных различными кати­ онами, хотя сам он пытался искать в них существенные различия. Бевер и Уинтеркорн высказываю т мысль (на которую мы уже ссылались в главе П1) о том, что существуют два главных способа связывания воды глинистыми коллоидными частицами. М олекулы воды могут быть ориентированы на поверхности частиц вслед­ ствие электрических свойств воды и поверхности. Этот процесс Бевер и Уинтеркорн условно называю т гидратацией. Связывание воды этим путем сопровождается выделением тепла. Второй спо­ 180 соб, называемый авторами осмотическим, заклю чается в том, что вода связывается обменными катионами диффузного слоя, кото­ рый располагается над гидратированной поверхностью частицы. Гидратированные ионы находятся от поверхности на таком рас­ стоянии, на котором средняя осмотическая сила уравновеши­ вается средним электрическим притяжением ионов диффузного слоя со стороны коллоидной частицы. Н . А . К ачи н ск ий (1947) тер м и н ом «осм оти ч еск ая в о д а » о б о зн а ч а е т с о в е р ­ ш енно и ную к атегор и ю . С и н он и м ом эт о г о тер м и н а, п о К ачи н ск ом у, я вл я ется в о д а в н утр и к л еточ н ая . О н п оясн я ет, что « с эт ой к а тегор и ей воды п р и ход и тся сч и таться на п о ч в а х с от ор ф ел ы м в ер хн и м сл оем , с вы соким с о д ер ж а н и ём г р у б о г о г у м у са из н ед о р а з л о ж и в ш и х ся р асти тел ьн ы х ост ат к ов , на п очвах с м о щ н о й п о дсти л к о й и с д ер н и н ой из отм ер ш и х, н о ещ е н е р азр уш ен н ы х к орней ». И з эт о й ц итаты я сн о, что К ачинский «осм оти ч еск ой », или «в н утр и к л еточ ­ н ой » в о д о й н а зы в а ет в о д у , к о т о р а я м о ж е т н а х о д и т ь ся в м ертвы х р астител ьн ы х к л етк ах. Т ерм ин «в н у тр и к л еточ н ая » в п р и л ож ен и и к эт ой в о д е я в л я ет ся в пол не удачны'м. Ч то ж е к а са ет ся т ер м и н а « осм оти ч еск ая » в о д а , т о д л я е е п р и л о ж е ­ ния к д а н н о м у сл уч аю осн ов ан и й н ет. Н а зы в а я в о д у «осм оти ч еск ой », мы хот и м ск а за т ь , что он а у д е р ж и в а е т с я в си л у осм оти ч еск и х явл ен ий . М е ж д у тем о с м о ­ тически м и св о й ств а м и о б л а д а ю т лиш ь ж и в ы е клетки. А к а д ем и к Н . А . М а к си ­ м ов (19 3 2 , стр. 110) говор и т: « . . . В с е осм оти ч еск и е св ой ств а клетки т есн о св я ­ за н ы с н ен ар уш ен н ы м ст р оен и ем п л азм ат и ч еск ой п е р е п о н к и .. . П р и отм и рани и клетки э т о ст р о ен и е р езк о м ен я ет ся и к летк а т ер я ет н е п р о н и ц а е м о с т ь ...» А к а д ем и к С. П . К осты чев (1933, c tp . 75) говор и т: «К л ет оч н ая о б о л о ч к а п р е д ­ ст а в л я ет с о б о й п о бол ьщ ей части п ор и ст ую п ер еп он к у, н е ок азы в аю щ ую ' д о с т у п у воды ни м а л ей ш его соп р оти в л ен и я ». Таким о б р а зо м , в о д а , с о д е р ж а ­ щ а я ся в м ертвы х к л етк ах, м о ж е т у д е р ж и в а т ь с я в них лиш ь чисто м ехани ческ и. О см о ти ч еск и е силы и я вл ен и я зд е с ь н е при чем, и н аи м ен ов ан и е эт о й к атегор и и воды « о см о ти ч еск о й » н е со о т в ет с т в у ет п р и р о д е я вл ен и я и в в од и т в з а б л у ж ­ д ен и е. Ш и р ок о в веден н ы й в к о л л о и д н у ю хи м и ю А . В . Д у м а н с к и м (1940, стр. 50— 5 2 ) тер м и н «о см оти ч еск ая в о д а » о зн а ч а ет со в ер ш ен н о и н ое — в о д у , к о т о р а я св я зы в а ет ся к ати он ам и сол ь в ат н ого сл оя, т. е. обм енн ы м и к ати он ам и , б е з ори ен ти р овк и ее м ол ек ул у п о в ер х н о ст и части ц. Э т о зн а ч ен и е тер м и н а « о см о ти ч еск а я в о д а » и с л е д у е т з а ним сохр ан и ть. По мнению Бевера и Уинтеркорна, для обычных глин преобла­ дающее значение имеет гидратация. Но для глин бентонитового типа и для органических коллоидов, кроме гидратации, сущест­ венное значение имеют такж е и осмотические явл ен и я.' О роли осмотических явлений в связывании воды глинистыми частицами можно судить еще и по степени диссоциации обменных катионов, которая является следствием их гидратации. И змере­ ние степени диссоциации обменных катионов основано на неко­ торых условных приемах, и получаемые величины должны рас­ сматриваться лишь как относительные. Сводку соответствующих данных, полученных разными авторами, мы находим в книге Н. И. Горбунова (1948), из которой заимствуем табл. 45. ' Э т о т ф а к т п о д т в е р ж д а е т у ж е в ы ск азан н ое вы щ е п о л о ж е н и е о том , что б ен т о н и т н е м о ж е т сл у ж и т ь у н и в ер сал ь н ой м од ел ь ю д л я и зуч ен и я св ой ств п оч­ венны х к о л л о и д о в . 181 Таблица 45 С тепень д и ссо ц и ац и и о бм ен н ы х к ати он ов (п о дан н ы м р а зн ы х и с с л е д о в а т е л е й ) Почва Ю ж н ы й ч ер н о зем , насы щ енны й п о л ­ ностью од н и м к ати он ом Ю ж ны й ч ер н о зем в е с т е с т в е н н о м , с о ­ стояни и , об м ен н о го кальция 3 8 .0 м -эк в., о б м е н н о го магния 9,8 м -эк в. н а 100 г М ощ ны й ч ер н озем в естеств ен н ом ■ состоя н и и , о б м ен н о го Кальция 30.0 м -экв., о б м е н н о го м агния 3,5 м -эк в. н а 100 г Т ем н о -к а ш т а н ов ая почва Ч ер н о зем , насы щ енны й од н и м к а т и о ­ ном Обменный катион Степень диссоциа­ ции, % К' Ga" M g" Ва” 1 4 ,7 3 .3 2 ,7 Са" . M g" 2 .4 Автор Горбунов (1 9 4 8 ) 2,1 6,2 Са" 2,1 Mg": 9 .4 К' Са" M g" Са" Ва" M g" 5 ,7 Он же Он же Он же 1,2 1 .4 11.0 10,0 9 .6 Н' 2.0 Ч ер н о зем , насы щ енны й одн и м к а т и о ­ ном N a’ К' M g" Ва" С а" 6 .7 К о л л о и д .Ш а р к ей . насы щ енны й одн и м к ати он ом Na’ 6.2 M g" К' Са" Ва" 3 ,2 6,2 0,8 0.8 А н т и п о в -К а р а т а ев с сотр уд н и к ам и (1 9 3 5 ) Т р оф и м ов (1 9 2 7 ) 0 ,5 М ат т сон (1 9 3 8 ) 2.0 1.8 1 .4 0,8 Из этой таблицы видно, что в громадном большинстве слу­ чаев степень диссоциации обменных катионов не превышает 10%. Какое количество воды может быть связано диссоциированными катионами? Пусть почва имеет емкость обмена, равную 50 м-экв. на 100 г. Если степень диссоциации равна 10%, то это значит, что в диссоциированном состоянии находится 5 м-экв. Пусть на­ сыщающим катионом будет натрий. Д а ж е если мы воспользуемся явно преувеличенными числами гидратации, даваемыми Ризенфельдом и Рейнгольцем, то для натрия это число равно 66. Следо­ вательно, 5 м-экв. обменного натрия, находящегося в диссоцииро­ ванном состоянии, свяжут 5X 66 = 330 миллимолей воды, или 330X0,018 = 5,94 г воды на 100 г почвы. Таким образом, наиболь­ шее количество воды, которое может быть связано за счет гидра­ тации обменных катионов, во всяком случае не превышает 6% веса почвы. Если ж е воспользоваться более близкими к действи182 тельности числами гидратации Реми, то эта величина уменьшится раз в восемь и не будет превышать 1% веса почвы. В то ж е время общее количество воды, которое связывается почвой, насыщенной натрием, измеряется сотнями процентов. Таким образом, эти данные говорят о том, чтр за счет гидра­ тации обменных катионов, т. е. осмотическим путем, может быть связано лишь очень небольшое количество воды. Тем самым подт­ верждается вывод Бевера и Уинтеркорна о том, что осмотические явления играют явно подчиненную роль в связывании воды почвой. Рассмотренные факты свидетельствуют о том, что все те изме­ нения во взаимоотношениях между почвой и водой, которые вы­ зываются замещением обменного кальция на обменный натрий, обусловлены отнюдь не якобы высокой гидратацией последнего. Насыщение почвы ионом натрия имеет своим следствием лишь потерю связи («расшивание») между первичными частицами почвы, в силу чего ж идкая вода, приходя в соприкосновение с почвой, насыщенной натрием, получает возможность свободно сорбироваться всей поверхностью первичных почвенных частиц и легко отодвигать их одну от другой. Поэтому образующиеся водные оболочки едва ли можно назы вать сольватными, ибо в их образовании сольватация, т. е. поверхностное растворение, объ­ ектом которого могут быть обменные катионы, если и играет какую-то роль, то лишь подчиненную. П редельная пептизация почвенной массы, насыщенной каль­ цием или магнием, или любым однозначным катионом, может быть достигнута как путем замещения всех обменных катионов катионами натрия или'лития, так и путем механического расти­ рания почвенного теста. Т ак как во всех случаях мы получаем одинаковый выход илистой и более мелких фракций, то эту пеп­ тизацию и называем предельной. Следовательно, пептизация как путем насыщения ионами нат­ рия ИЛИ лития, так и путем растирания теста в равной мере обес­ печивает образование многослойных водных оболочек вокруг первичных почвенных частичек, что является главным фактором устойчивости суспензий. Отсюда может быть сделан вывод, что создание этих водных оболочек отнюдь не связано со степенью гидратации обменных катионов. Более того, одинаковая степень дисперсности суспен­ зий почвы, насыщенных разными катионами, позволяет вы ска­ зать предположение, что гидратация обменных катионов в созда­ нии водных оболочек играет более или менее одинаковую (при разных катионах) и притом небольшую роль. К таким ж е выводам приходит и В. В. Охотин (1946). Он гово­ рит: «Физико-механические свойства грунтов и глинистых частиц не столько зависят от природы обменных оснований, сколько от дисперсности грунтов. Обменные ж е основания влияют на 183 •физико-механические свойства.глинистых грунтов только потому, что вместе с изменением их состава меняется и степень диспер­ сности грунта». ■ . При удалении водных оболочек путем высушивания первичные частицы приходят в соприкосновение и получают возможность «сшиваться» одна с другой в микроагрегаты. Это «сшивание» оказы вается достаточно прочным и необратимым, когда насыш,ающими катионами являю тся водород ^ или двух- и трехвалент­ ные катионы. Расклинивающее действие воды, сорбируемой, поверхностью почвенных частиц при смачивании сухой почвы, оказывается в этом случае, недостаточным для того, чтобы прео­ долеть сшивающую силу этих катионов. В тех ж е случаях, когда обменными катионами являются натрий или литий, сшивающее действие отсутствует и расклинивающее действие воды, сорбируе­ мой поверхностью почвенных частиц, оказывается достаточным для преодоления сил взаимного притяжения, действующих между частицами. Другие одновалентные катионы занимают промежуточное по­ ложение в этих явлениях. Здесь уместно будет упомянуть еще раз о работах И. В. П о­ пова (1949, 1956, 1963), указавш его на то, что кристаллические гетерополярные связи между элементарными кристаллическими пакетами создаются при помощи металлических катионов. При этом прочные связи образуются лишь в том случае, когда связую­ щими катионами являю тся двух- или многовалентные катионы, в то время как моновалентные катионы образуют лишь слабую ■связь. К близким выводам приходит и Рассель (Russel, 1934), хотя он исходит из совершенно иных фактов. Д ел ая указанные выше выводы, мы отнюдь не хотим ска­ зать, что гидратация и другие специфические свойства обменных катионов не играют никакой роли в связывании влаги и в других рассматриваемых явлениях. П реж де всего, поскольку речь идет о почвах, мы не вправе забывать того факта, что одновалентные основания с гуминовыми кислотами дают растворы если и не мо­ лекулярные, то во всяком случае весьма высокой степени дисперс­ ности, в то время как ион водорода и двухвалентные катионы даю т соединения нерастворимые или весьма слабо растворимые. Это обстоятельство должно повышать пептизирующее действие одновалентных металлических катионов. Впрочем, судя по д ан­ ным Айдиняна, Пури и Р ая и других исследователей, только что указанное обстоятельство особенно существенной роли, видимо, не играет, ибо и для почв с высоким содержанием гумуса пепти­ зация путем насыщения ионами щелочных оснований с одной ' В о з м о ж н о , что в т ех сл уч ая х, к о г д а речь и дет о п оч вах, н асы щ енны х и о н о м в о д о р о д а , в я в л ен и я х св язы вани я воды и в я в л ен и я х а г р е г а т о о б р а зо ­ в ани я к а к у ю -т о р оль и гр аю т ионы алю м иния. 184 стороны, и путем растирания теста при насыщенности ионами кальция или во д о р о д а— с другой, получилась одинаковая. Д алее, различная гидратированиость обменных катионов,, имея следствием различную степень их диссоциации, а следова­ тельно, и различную величину заряд а коллоидных частиц, долж на влиять на устойчивость суспензий. Представляется весьма веро­ ятным, что в опыте Пури и Р ая, рассмотренном выще, степень оводненности частиц, насыщенных различными катионами, была одинакова, в то время как йх электрокинетические потенциалы были неодинаковы, что и послужило причиной коагуляции суспен­ зий, насыщенных ионом водорода и йонами двувалентных осно­ ваний. Другими словами, устойчивость суспензий в'этом случае определялась не только наличием водной оболочки, но и величи­ ной электрокинетического потенциала, зависящ ей от степени гидратированности, а следовательно, и степени диссоциации обмен­ ного катиона. В некоторых случаях пептизация не только органических, как мы говорили выще, но и минеральных коллридов при участии таких катионов, как натрий и литий, протекает, вероятно, иначе,, чем при насыщении их, скажем, ионами кальция или водорода.. Бевер и Уинтеркорн в цитированной выше работе (1935) у ка­ зывают, что все бентонитовые глины, насыщенные литием, нат­ рием, калием, барием, кальцием и водородом, в процессе впиты­ вания воды приобретали студнеобразный характер, в то время^ как коллоиды обычных глин имели характер сплошных масс в со­ стоянии насыщенности натрием или литием и отчетливо зерни­ стый характер в состоянии насыщенности калием, кальцием, б а­ рием и водородом. Все это вместе взятое указы вает на то, что вопрос о непосред­ ственной роли обменных катионов в связывании воды почвенными частицами явно не имеет однозначного решения. Большинствоколлоидов почв и глин, в состав которых входят обычные про­ дукты выветривания сиаллитного типа, характеризуются тем, что^ при соприкосновении с жидкой водой последняя связывается ими по преимуществу самой поверхностью коллоидных частиц, в то время как обменные катионы принимают лишь небольшое участие в связывании воды и поэтому слабо диссоциированы. В то ж е время минеральные коллоиды такж е сиаллитного типа, но с вы ­ соким отношением З Ю г: R 2 O 3 , приближающимся к 5, примером которых является бентонит, связывают значительно большие ко­ личества влагй. Кроме того, в этом случае непосредственное уча­ стие обменных катионов в ’связывании воды может быть гораздо/ более значительным, вследствие чего они сильнее и диссоцииро­ ваны. Только что сделанные выводы подтверждаются данными Уит­ та и Бевера (W hitt and Baver, 1937). Эти исследователи выделили из глины Пэтнам ряд фракций, для которых были определены 185- величины емкости обмена, поглощения влаги (в приборе Уинтер­ корна— Б евера), набухания и эквивалента влажности. Соответст­ вующие данные приведены в табл. 46. Последняя граф а таблицы высчитана нами на основании данных, приведенных в граф ах 2 и 3 той ж е таблицы. ■ Т аблица 46 С в язы в ан и е в оды ч асти цам и глины П эт н ам р азл и ч н ого р а зм е р а (п о дан н ы м У итта и Б ев ер а , 1937) Разм ер частиц, мк 20— 5 5 -2 2— 1 1— 0 , 5 0 , 5 — 0 ,1 0 , 1 — 0 ,0 5 < 0 ,0 5 Емкость обмена, •м-экв. на 100 г 2 ,9 6 ,6 2 1 ,7 3 5 ,0 5 2 ,5 5 6 ,5 6 2 ,2 Поглоще! ш е, см®/г Н абуха­ ние, смЗ/г воды 0 ,4 9 9 0 ,8 3 0 1 ,1 9 7 1 ,6 2 0 1 ,8 7 6 . 1 ,8 7 4 1 ,9 5 6 Эквивалент влажности, см 7 г толуола 0 ,5 9 3 1 ,0 0 9 1 ,5 1 8 1 ,4 7 0 1 ,2 7 2 1 ,0 6 7 0 ,9 7 6 — 0 ,0 9 4 — 0 ,1 7 9 — 0 ,3 2 1 + 0 ,1 5 0 -НО, 6 0 4 + 0 ,8 0 7 + 0 ,9 8 0 0 ,3 2 7 0 ,6 0 9 0 ,7 9 8 0 ,7 7 7 0 ,9 0 4 1 ,8 6 — ■ Поглощение воды, миллимоли на 1 м-экв емкости 956 699 306 257 199 184 175 Набухание ВПЛОТЬ до фракции 1—2 мк включительно сказы ­ вается отрицательно. Это не значит, понятно, что оно полностью отсутствует, но оно настолько мало, что сжатие, происходящее под влиянием капиллярных сил, его превосходит, в результате чего получается общее уменьшение объема. И только начиная с частиц размером меньше 1 мк наблю дается заметное набухание. Эта граница связана, вероятно, с изменением минералогического состава, который, как мы указывали ранее, во фракции крупнее 1 мк характеризуется преобладанием первичных минералов, не обладающ их способностью сколько-нибудь заметно набухать, а во фракциях меньше 1 мк — преобладанием вторичных минера­ лов, склонных к набуханию, каков бы ни был его механизм. Последняя граф а таблицы лишний раз свидетельствует о том, что в связывании воды преобладает отнюдь не гидратация обмен­ ных катионов, ибо число миллимолей воды на 1 м-экв. обменной способности, т. е. число молекул воды на один одновалентный обменный катион, значительно превышает все известные, даж е самые большие числа гидратации ионов. Все сказанное выше в этом разделе говорит о'том , что роль обменных катионов в связывании воды почвой, по-видимому, не­ велика. Этот вывод в полной мере отвечает той точке зрения на процессы связывания воды почвой, которая ведет свое начало от Лебедева и Трофимова и далее развивается отечественными исследователями: Качинским, Долговым и другими. Согласно этой точке зрения, явление связывания воды протекает прежде 186 всего на самой поверхности почвенных частиц, в то время как обменные катионы в этом явлении играют второстепенную роль. Однако существует и другая точка зрения, наиболее яркими представителями которой являю тся Фагелер (1938) и Альтен и Курмис (Alten and Kurm ies, 1935 и 1939). Согласно их воззре­ ниям, в связывании воды почвой важнейшую или д аж е исключи­ тельную роль играет взаимодействие между влагой и обменными катионами. Подробный критический разбор этой точки зрения дан в статье Ш арова (1939) и в-наш их работах (Роде, 1943 и 1952). Поэтому здесь мы этого разбора не повторяем. Рассмотренные в настоящем разделе материалы показывают, что элементарные почвенные частицы способны создавать вокруг себя водные оболочки, препятствующие их взаимному сближению и способствующие поэтому устойчивости суспензий. Эти оболочки создаются, как мы видели, главным образом путем связывания молекул воды непосредственно поверхностями частиц при незна­ чительном (если оно вообще есть) участии гидратации обменных катионов. И в этих случаях, конечно, на самих поверхностях частиц имеется слой прочно связанной влаги толщиной, вероятно, не более двух молекулярных диаметров. Вся остальная о~&)лочка состоит из рыхло связанной влаги и образуется путем многослойной сорбции-за хчет последовательного ориентирования диполей воды. Толщина этих оболочек мо­ жет быть очень значительной — порядка сотен, а может быть и тысяч молекулярных слоев, но в то ж е время очень изменчивой. Она зависит прежде всего от содержания влаги в почве, т. е. от того количества влаги, которое может пойти на образование обо­ лочек. Д алее, на толщину оболочек большое влияние оказывает концентрация электролитов. Ионы электролитов и молекулы дру- \ гих веществ, находящихся в почвенном растворе, выступают в ка­ честве конкурентов за влагу по отношению к почвенным части­ цам. Гидратируясь, эти ионы и молекулы «перетягивают» часть влаги к себе, что влечет за собой утончение водных оболочек вокруг частиц. При достаточно высокой концентрации электро­ литов оболочки делаются настолько тонкими, что силы взаимного притяжения почвенных частиц могут уж е преодолеть защитное действие оболочек, частицы притягиваются одна к другой и на­ чинается, кож улядия. Разны е слои оболочек рыхло связанной влаги, по-видимому, не равноценны по своим свойствам. Так, например, Миллер и Лоу (M iller and Low, 1963), продавливая воду через густые пасты из бентонитовой глины, обнаружили, что фильтрация воды начи­ нается лишь после того, как градиент давления достигнет некото­ рой минимальной, «пороговой» величины. Авторы объясняют это тем, что вода в пастах имеет свойства твердого тела, структура которого долж на быть разруш ена прежде, чем начнется ф ильтра­ ция. Измерения и расчеты показали, что при концентрации 55,5% 187 суспензии из натрий-бентонита и 45,9% из литий-бентонита тол­ щина слоя квазитвердой воды достигает 25—60 А. Напомним, что на песках (см, стр. 92) наблю дались пленки из рыхло связанной влаги толщиной почти до 1 мк. Рыхло связанная вода обладает пониженной способностью к растворению электролитов. Выше, знакомясь со свойствами прочно связанной влаги, мы видели, что концентрация электро­ лита в почвенном растворе не мгновенно падает до нуля, а посте­ пенно уменьшается от свободного раствора по направлению к по­ верхности частиц. Это постепенное уменьшение концентрации как раз и охватывает оболочку, из рыхло связанной влаги, степень и прочность ориентированности которой тем выше, чем ближе ее слои к поверхности частицы. Учитывая частичную ориентированность рыхло связанной влаги, можно предположить, что онахобладает вязкостью более высокой, чем свободная вода, но прямых данных к такому реше­ нию не имеется. , , Большой материал по связыванию влаги твердыми телами мы находим в работах Б. В. Дерягина и его сотрудников (Дерягин, 1932, 1934, 1935, 1937, 1953, 1955, 1956, 1961 и др.). Работая различными методами, Д ерягин показал, что на стек­ ле, на слюде при их соприкосновении с жидкой водой образуется пленка связанной воды — «полимолекулярный адсорбционный слой», обладающий особой структурой,.который должен рассм ат­ риваться как особая граничная ф аза. Этот слой имеет толщину 10“®— 10'® см, что в 40—400 раз превышает диаметр молекулы воды. Этот слой обладает модулем сдвига и пределом текучести, т. е. признаками упругого твердого тела. Если в воду ввести две соприкасающиеся .пластинки твердого вещества (например, слюды), то вода начнет с усилием вход и тьв щель между пластин­ ками, образуя на их. поверхностях адсорбционный полимолеку­ лярный слой и одновременно раздвигая, расклинивая эти плас­ тинки. Давление, которое при этом испытывают пластинки, было названо расклинивающим давлением. Говоря о природе расклинивающего давления, Д ерягин (1956) указы вает на то, что в этом давлении « ... мы имеем дело с тер­ модинамическим равновесием, обусловленным действием какихто поверхностных сил, зависящих от толщины слоя и расстояния , между ограничивающими его фазовыми поверхностями» (1959). Д алее оц пишет, что «. . . наиболее важным и общим его слагаю ­ щим, почти всегда проявляющимся в жидкостях, как вода, содер­ ж ащ их ионы, даляю тся силы отталкивания, возникающие при перекрытии ионных атмосфер, образованных в тонком слое на двух его фазовых границах раздела». Однако наряду с главным слагающим расклинивающего д ав­ ления существуют и другие факторы, участвующие в создании расклинивающего давления. Таким фактором является « .. . ори188 ентация растворителя, например воды, которая может наблю­ даться вблизи поверхности достаточно лиофильного твердого тела». (Дерягин, 1956). Отмечается, что и толщина диффузных ионных оболочек, и толщина гидратных ориентированных слоев может достигать одной и той ж е предельной величины порядка 10"® см. При этом толщина диффузных ионных атмосфер зависит от концентрации электролита, будучи обратно пропорциональной квадратному корню из концентрации. При низких концентрациях электролитов толщина диффузных ионных слоев значительно больше, чем ориентированных гидратных слоев, и расклиниваю ­ щее давление создается только диффузными ионными атмосфе­ рами. При достаточно высокой концентрации электролитов поло­ жение меняется и заметная сила отталкивания проявляется лишь тогда, когда толщина прослойки сделается меньшей, чем удвоен­ ная толщина гидратного ориентированного слоя. Можно ли результаты опытов Дерягина пытаться непосред­ ственно прилагать к явлениям связывания воды почвами? Суще­ ственным возражением против такой попытки является тот факт, что все свои опыты Д ерягин производил с большими плоскими поверхностями, в то время как почва состоит из мелких частиц разнообразной формы. Однако в этом последнем отношении все частицы можно грубо подразделить на две группы. П ервая из них характеризуется тем, что частицы имеют трехмерную форму, нередко будучи еще и окатанными; условной моделью для них можно считать шар. К этой группе относятся частицы кварца, полевых шпатов и некоторых других менее распространенных первичных минералов, входящих главным образом в состав фракций крупнее 0,01 мм. Вторая группа характеризуется плас­ тинчатой, слюдообразной формой своих частиц. К этой группе относятся частицы слюд и наиболее распространенных глинных минералов (монтмориллонита, каолинита и д р.), входяш,их во фракцию ила. Говоря о первой группе частиц, нам следует вспомнить об опытах Добенека, Ры жова, Чапека, рассмотренных в предыдущей главе. Исследуя гигроскопичность разных фракций, авторы на­ шли, что на частицах, диаметр которых превышает 0,1 мм, даж е при влажности, равной МГ, средняя толщина сорбированной пленки превышает 100 молекулярных диаметров. Это позволяет предположить, что при сорбции из жидкой воды толщ а пленки будет еще больше. Это подтверждается опытами Петтиджона (Pettijohn, 1919), Вуудрэффа (Woodruff, 1940) и Истоминой (1950). Петтиджон свои опыты производил с песками различной круп­ ности и стеклянными ш ариками. М етодика заклю чалась в сле­ дующем. Н авеску сухого песка или шариков помещали в колбу и «титровали» в колбе водой при непрерывном встряхивании до тех пор, пока шарики или песчинки не начинали прилипать 189 к стенкам колбы. В этот момент, по мнению автора, пленка свя­ занной воды достигала наибольшей толш;ины, а дальнейший из­ быток влаги вызывал уж е капиллярные явления. Суммарную по­ верхность песка или шариков Петтиджон получал путем расчета. Н а стеклянных ш ариках Петтиджон получил пленку толщиной 0,11—0,13 мк, причем, по его мнению, эта толщина не зависела от размера шариков. Н а песках (отсеянные фракции) толщина пленки получилась следующей: Д и а м ет р части ц, мм . . . . 0 ,7 0 0 ,5 2 Т ол щ и на п л ен к и , мк 0 ,2 8 5 0 ,2 1 4 . .. . 0 ,3 2 0 ,1 3 5 0 ,2 1 0 ,1 1 4 , Особым расчетом автор показывает, что если д аж е образо­ вание капиллярных «манжет» и имело место, то расход влаги на них был ничтожным. Иным методом определял толщину пленки связанной воды Вуудрэфф. Приготовив суспензию электродиализированной глины и определив ее концентрацию, он всыпал в нее песок. Концентра­ ция суспензии повысилась вследствие сорбции воды песком. Оп­ ределив конечную концентрацию суспензии, Вуудрэфф вычислил толщину пленки воды, сорбированной песком. Н а песчинках д иа­ метром 0,8 мм она оказалась равной 0,7— 1,0 мк. В. С. Истомина, изучая набухание грунтов различного механи­ ческого состава, определяла толщину водной пленки, вызываю­ щей расклинивающее действие н а частицы грунта, при различном внешнем давлении. По ее данным, толщина этих пленок о каза­ лась равной 0,4— 1,8 мк в зависимости от величины давления. Впрочем, нужно заметить, что Истомина в своей работе поль­ зовалась невероятно малыми величинами удельной поверхно­ сти — от 1200 до 2200 см^/см®, в то время как, например, глины имеют удельную поверхность 100 м^/г. Поэтому у Истоминой не­ вероятно велика толщина пленок. Таким образом, в результате опытов Петтиджона, Вуудрэффа и Истоминой были найдены величины толщины пленки во всяком случае не меньшие, чем полученные Дерягиным на плоских по­ верхностях. Следовательно, и в почвах, масса которых состоит преимуще­ ственно из песка и. песчаной пыли, т. е. частиц диаметром не ме­ нее 0,1 мм, в результате сорбции влаги как парообразной, так и жидкой на поверхности частиц могут образовываться полимолекулярные адсорбционные слои толщиной до 10~® см, т. е. такие же, какие наблю дал Дерягин. Возможно, что на частицах «трехмерной» формы, но более мелких адсорбционные слои будут иметь значительно меньшую толщину вследствие большей кривизны почвенных частиц. М ожно ли ожидать такого ж е результата в почвах тонкоча­ стичных— суглинистых и глинистых? Д л я того чтобы ответить на 190 этот вопрос, обратимся снова к опытам Ры жова, Добенека и Ч а ­ пека (см. стр. 92). По их наблюдениям, количество сорбируе­ мой из водяного пара влаги быстро уменьшается с уменьшением разм ера частиц, и на частицах с диаметром в 1 мк толщина пленки не превышает 12—24 молекулярных слоев. Очевидно, что на частицах еще меньшего разм ера пленка будет еще тоньше. В этом нельзя не видеть прямого влияния малого диаметра и сопряженного с ним влияния увеличивающейся кривизны частиц кварца. Однако частицы глинных минералов имеют форму пла­ стинок, причем пластинки эти имеют поперечник порядка одного микрона, т. е. в 10— 100 раз больше, чем толщина наблюдавшихся Дерягиным адсорбционных слоев. Поэтому нет оснований видеть в малом размере частиц препятствие к образованию на их поверх­ ности адсорбционных слоев такой ж е толщины, как и те, которые наблю дал Д ерягин на больших свободных плоских поверхностях. Но препятствие к этому леж ит в другом. Почвы тяж елого меха­ нического состава, насыщенные Са", M g-, Н ' или А1"‘, обладаю т микроструктурой. «Сшивающее» действие названных катионов имеет своим следствием тот факт, что на внутренних поверх­ ностях микроагрегатов может адсорбироваться пленка лишь очень небольшой толщины. Иными словами, в отличие от опы­ тов Д ерягина, плоские поверхности глинистых частиц в почве несвободны. Лютц и Кемпер (Lutz and Kemper, 1959) нашли, что частицы глины, насыщенной кальцием, имеют пленку толщиной лишь 10 А (т. е. 3—4 диаметра молекулы вод ы ). Величины того ж е порядка (4—5 молекулярных диаметров) были получены Гримом и КэтбертоМ' (Grim and C uthbert, 1945). Но в тех случаях, когда почва насыщена ионом натрия, толщина слоя сорбированной воды резко возрастает, достигая, по Кемперу и Лютцу, 100 А, т. е. примерно 35 молекулярных диаметров. Повышение концентрации электро­ лита до 1 N снижает толщину пленки и в этом случае до 3— 4 диаметров (Грим и К этберт). Слой такой толщины и является, очевидно, жестким, прочно связанным, не отличаясь по толщине и свойствам от того слоя, который создается в глине, насыщен­ ной Са. В более поздней работе Грим (Grim, 1958) указывает, что в присутствии избытка жидкой воды, если обменным катионом является Са, оболочка ориентированной воды достигает толщины четырех молекулярных слоев, а в воздушно-сухом состоянии — двух молекулярных слоев. Если насыщающим ионом является N a’, то в присутствии жидкой воды оболочка ориентированной воды состоит из нескольких десятков молекулярных слоев, а в воздушно-сухом состоянии — всего лишь из одного слоя. К интересующему нас вопросу о толщине пленок можно по­ дойти и иначе. Возьмем 100 см^ какой-либо суглинистой почвы в ее естественном сложении. Пусть ее НВ равно 22% (по весу), 191 В З ’ — 11% и М Г — 9%, а пористость — 4,5 % по объему. Объем твердой части, следовательно, составит 55 см^, а вес 55-2,65 = = 145 г. Допустим, что удельная поверхность почвы равна 100 м^/г, что на 145 г составит 14 500 м^, или 145-16® см^. При влажности, соответствующей НВ и равной 22% , общий объем влаги составит • 32 г = 32 см^. Если допустить, что вся влага при этом распределена ио поверхности частиц слоем одинаковой толщины, то последняя будет равна 32 145 • 106 Г' • 22 - 10-® см ,= 22,А, что соответствует примерно восьми молекулярным слоям. Оче­ видно, что эта величина максимальная, так как при влажности, равной НВ, едва ли вся влага может содержаться в форме пленки вокруг почвенных частиц. Какова минимальная толщина пленки? Учитывая, что М Г почвы равно 9% и что МАВ составляет обычно *; около ^3 МГ, мы можем прийти к выводу о том, что не менее двух I слоев образуют слой прочно связанной влаги. Д опуская, что при влажности завядания__^..1-1-3^) вся влага относится к категории связанной, минимальная тол'Щйна пленки окаж ется равной четы­ рём молекулярным слоям, что соответствует половине всей в л а ­ ги, содержащейся в почве при влажности, равной НВ, и в то же время составляет величину того ж е порядка, что и величины, по­ лученные Кемпером и Лютцем (1959) и Гримом и Кэтбертом (1945). В каком ж е состоянии находится вторая половина? В следую­ щей главе мы узнаем, что влага, содерж ащ аяся в почве при в л а ж ­ ности, не превышающей НВ, удерживается почвой прочно и не стекает под влиянием силы тяжести. В то ж е время некоторая доля этой влаги (не более одной трети) обладает способностью передвигаться к поверхности испарения в любом направлении — восходящем, нисходящем или боковом. Учитывая это, можно предположить, что не менее .двух третей всего того количества влаги, которое содержится в почве при влажности, равной НВ, находится в форме пленки. В нашем примере это соответствует примерно 5—6 молекулярным слоям, из которых, как мы видели, два представляют собой влагу прочно связанную, а остальные 3—4 — влагу рыхло связанную. Остальная влага (около 7% по весу) может относиться тоже к категории пленочной, но может быть и свободной, заполняя собой поры, со всех сторон замкну­ тые «пробками» из связанной влаги (см. стр. 275). Но и в этих порах не исключена ориентированность части влаги, т. е. явления ' С и м в олом В З о б о зн а ч а е т с я в л а ж н о ст ь у ст ой ч и в ого за в я д а н и я , т. е. так ая в л а ж н о ст ь почвы, при к отор ой р а ст ен и е н ач и н ает за в я д а т ь , причем тур гор Не в о сст а н а в л и в а ет ся д а ж е п о сл е п ом ещ ен и я р астен и я в а т м о сф ер у , н асы щ ен ­ н ую водя н ы м п а р о м (см . г л а в у I X ). , 192 многослойной сорбции. Конечно, все эти расчеты носят прибли­ женный характер и дают представление лишь о порядке соответ­ ствующих величин. Подчеркнем, что приведенные только что соображения отно­ сятся к почве микроструктурной, не имеющей макроструктуры. В почвах с хорошо развитой макроструктурой часть влаги может содержаться в мелких капиллярах, пронизывающих макроагре­ гаты. Эти капилляры изолированы друг от друга, и содерж ащ аяся в них влага может удерж иваться менисковыми силами. Подроб­ нее об этом будет сказано ниже, в главе V. Из сказанного видно, что процесс сорбции жидкой влаги, по­ добно процессу сорбции водяного пара, в почвах различного ме­ ханического состава протекает по-разному. В почвах песчаных с их малой удельной поверхностью и боль­ шим размером пор свободно развивается процесс многослойной сорбции, в результате чего возникает пленка рыхло связанной влаги толщиной до десятых долей микрона, т. е. до 10“®см. Вся эта пленка, кроме первых одного-двух слоев, относится к катего­ рии рыхло связанной. В почвах тяжелого механического состава с большой удельной поверхностью и малым размером пор свя­ занная влага как бы «растекается» на большой поверхности и уже небольшое число молекулярных слоев заполняет собой почти все поровое пространство. Пленка связанной влаги здесь обычно не превыщает 8— 10 молекулярных слоев, т. е. имеет толщину порядка 10“'^ см, и только в отдельных более крупных пустотах она может при высокой влажности достигать большей толщины. Отметим, что в литературе встречаются совершенно иные представления о толщине пленки связанной воды. Так, например, Аллэр и Б альди (H allaire et Baldy, 1963) исчисляют толщину пленки при влажности, равной влажности завядания, в 350 А, а при наименьщей влагоемкости — в 540 А. Эти величины м ало­ вероятны. Слои рыхло связанной влаги, прилегающие к пластинчатым частицам глинных минералов, обладают, вероятно, определенной структурой. Так, например, Хендрикс и Дж ефферсон предпола­ гают, что над частицами слоистых минералов адсорбированная вода располагается слоями, параллельными поверхности плоских кристаллов. В пределах каждого слоя молекулы воды образуют шестиугольную плоскую решетку. Строение такой решетки изо­ бражено на рис. 44, а расположение решеток над поверхностью кристалла минерала — на рис. 45. Рисунки эти достаточно по­ нятны и особых пояснений не требуют. Подводя итоги всему рассмотренному в главах III и IV, можно сделать следующие выводы. 1. Твердые частицы почвы обладаю т способностью сорбиро­ вать на своей поверхности влагу как парообразную, так и жидкую. / 13 Заказ № 405 193' 2. Адсорбция первых слоев влаги почвенными частицами со­ вершается: а) за счет водородных связей с атомами кислорода, входящими в состав поверхностного слоя частиц; б) за счет гидратации обменных катио­ нов, которые расположены на поверхности частиц в точках ■% р о изоморфного замещения ато­ мов кремния на атомы алюми­ ния и атомов алюминия на атомы магния. 3. Эти первые слои, числом, по-видимому, не более двух, адсорбируются: первый в пре­ делах Р/Ро от О до 0,2 и второй в пределах Р/Ро от 0,2 до 0,4. о г Соответствующее им содерж а­ ние влаги, характеризующее Р и с. 44. П л оск и й сл ой со р б и р о в а н максимальную адсорбционную ны х м ол ек ул воды , св язан н ы х о д н а I влагоемкость, близко к содер(п о Х ен д р и к су и Д ж е ф ф е р с о н у ). 1 — ионы ки сл о р о д а, 2 — ионы во д о р о д а. ; J ж ан и ю гигроскоп и ч еск ой влаги ; в о з д у Ш Н О - с у х о й ПОЧВе И СОш w у и и ставляет 0,6—0,7 от МГ. 4. Эти первые слои образуют прочно связанную влагу и об­ ладают рядом особых свойств, отличающих их от свободной Р и с. 45. С лон со р би р ов ан н ы х м ол ек ул воды н а д п ов ер хн ост ь ю к р и стал л а гли н н ого м и н е­ р а л а (п о Х ен д р и к су и Д ж е ф ф е р с о н у ). J — ионы ки сл о р о д а, 2 — ионы вод орода, i f — ионы кр ем н и я в кр ем н ек и сл ы х т е т р а э д р а х м и н ер ал а. воды: повышенной плотностью, отсутствием электропроводности, отсутствием способности растворять электролиты, отсутствием 194 способности зам ерзать д аж е при очень низких температурах. При адсорбции этих первых слоев выделяется теплота смачи­ вания. 5. Адсорбция этих первых слоев до Р/Ро = 0,4 подчиняется уравнению адсорбции Фрейндлиха и уравнению БЭТ. Д альней­ шая сорбция до Р/Ро = 0,85 подчиняется уравнению Сперанского, причем константа ао в уравнении Сперанского есть объем влаги, адсорбированной в первом монослое. 6. О бразование первых двух слоев адсорбированной прочно связанной влаги далее сменяется многослойной сорбцией, кото­ рая начинается за счет сорбции парообразной влаги, а затем уси­ ливается при сорбции жидкой влаги. М ногослойная сорбция со­ верш ается за счет присоединения диполей воды к ориентирован­ ным диполям, входящим в состав первых слоев. 7. Рыхло связанная влага по некоторым своим свойствам не отличается от свободной влаги. Однако она обладает понижен­ ной способностью к растворению электролитов и, по-видимому, повышенной вязкостью. Ее внутренние слои при некоторых усло­ виях приобретают свойства упругого твердого тела. 8. Процесс многослойной сорбции протекает по-разному в поч­ вах песчаных, с одной стороны, и суглинистых и глинистых — с другой. 9. В почвах песчаных, для которых характерны м алая удель­ ная поверхность и большой размер пор, многослойная сорбция протекает беспрепятственно и дает пленки рыхло связанной вл а­ ги толщиной в сотни молекулярных диаметров д аж е при сорбции из парообразной влаги и более тысячи молекулярных диаметров при сорбции жидкой влаги. 10. В почвах суглинистых и глинистых с большой удельной поверхностью и малым размером пор, в которых обменные кати­ оны представлены Са", Mg", Н' и АГ", сорбируемая влага расте­ кается по большой поверхности твердых частиц и уж е при малом числе молекулярных слоев (порядка 8— 10) занимает подавляю ­ щую часть порового пространства. Указанные катионы обуслов­ ливают наличие микроструктуры за счет «сшивания» отдельных элементарных глинистых частиц многовалентными катионами. М ожно думать, что вся или почти вся влага вплоть до влажности, равной НВ, удерживается сорбционными силами, т. е. является влагой рыхло связанной. 11. Замещ ение многовалентных катионов (и Н+) ионом нат­ рия в почвах суглинистого и глинистого механического состава влечет за собой разрушение микроструктуры вследствие прекра­ щения «сшивающего» действия многовалентных обменных катио­ нов. Следствием этого является образование многослойных гид­ ратных оболочек на поверхности элементарных почвенных частиц. 13* 195 г л ава V ПО ДВЕШ ЕННАЯ ВЛАГА В ПОЧВАХ И ГРУНТАХ 1. Общие представления Термин «подвешенная вода» ведет свое происхождение из работ Л ебедева, который еще в 1911 г. писал, что «в условиях нашего юга, где имеется так называемый мертвый горизонт, вода верхних горизонтов почвы . . . висит в капиллярах, так как не имеет связи с грунтовой в о д о й ...» (1936, стр. 248). Позднее Качинский (1934, стр. 10, 42) ввел этот термин в ши­ рокое употребление, предложив различать в почве влагу капил­ лярно подпертую и капиллярно подвешенную и связав с этими понятиями некоторые водно-физические константы почв, о кото­ рых будет сказано ниже. В зарубежной литературе этот термин встречается у Цункера (Zunker, 1930). Ниже мы постараемся показать, что в зависимости от меха­ нического состава почв или грунтов природа удержания в них подвешенной влаги может быть различной. А пока будем гово­ рить просто о влаге подвешенной. Сущность самого явления заключается в том, что почва мо­ жет удерживать в своих верхних слоях без заметного или даж е без всякого стекания вниз некоторое количество влаги, причем слои почвы или грунта, лежащ ие глубже, могут иметь в л а ж ­ ность, значительно более низкую, нежели те .слои, в которых на­ ходится подвешенная влага. Характерной чертой последней в этом случае является отсутствие как капиллярной, так и гид­ равлической связи с грунтовой водой, находящейся на той или иной, обычно многометровой глубине. Экспериментально воспроизвести подвешенную воду очень легко. Нужно взять трубку, наполненную какой-либо почвой или грунтом, находящимися в воздушно-сухом состоянии, и н а­ лить на верхнюю поверхность такой почвенной или грунтовой колонны некоторое количество воды, заведомо недостаточное для того, чтобы промочить всю колонну насквозь. При этом верхние слои колонны быстро промокнут, после чего дальней­ шее рассасывание влаги вниз прекратится или, по меньшей мере, сделается весьма медленным. Граница между смоченной и несмоченной частями колонны, как правило, бывает весьма резкой. Вот такая влага, содерж ащ аяся в верхней промоченной части колонны, и называется подвешенной. Аналогичные опыты можно ставить не с насыпными колоннами, а с монолитами, предвари­ тельно такж е доведенными до достаточно сухого состояния, или непосредственно в поле. Мы различаем две главные формы подвешенной влаги: 1) подвешенная влага в однородных по гранулометриче196 скому составу почвенно-грунтовых толщах, в которых удерж а­ ние влаги в любом элементарном слое почвы осуществляется за счет сил, присущих самому этому слою, ' 2) подвешенная влага в неоднородных (слоистых) почвенно­ грунтовых толщах, в которых удержание влаги осуществляется за счет сил, присущих не только данному слою, но и сил, раз­ вивающихся на его границе с подстилающим его слоем иного механического состава, действие которых распространяехся на ту или иную часть данного слоя. Начнем ознакомление с подвешенной влагой с наиболее об­ щего и распространенного случая — с подвешенной воды в одно­ родной почвенно-грунтовой толще. Впервые в литературе опыты, устанавливающие возможность существования подвешенной влаги, были описаны, по-видимому, А. А. Измаильским. Один из опытов (1894) заклю чался в следующем. Из лёсса были приготовлены. два составных цилиндрических монолита без нарушения естественного сложения высотой 36 см. . Один из них был поставлен на 7 дней на капиллярное насы­ щение снизу и всосал при этом 96 г воды. По истечении этого срока на верхнюю поверхность второго монолита было прилито 99 г воды, после чего оба монолита (первый был разобщен с со­ судом, из которого он всасывал воду) были поставлены под стеклянный колокол для предотвращения испарения. Через 12 дней в обоих монолитах по слоям мощностью 4,5 см (1 вер­ шок) была определена влажность. Результаты определения даны в табл. 47. Т аблица 47 В л а ж н о ст ь м он ол и тн ы х о б р а зц о в л ё с с а в оп ы те И зм аи л ьск ого ( % от в еса сухого л ёсса) Порядковый номер 4,5-см слоя 1 2 3 4 5 6 7 8 Насыщение влагой снизу (счет слоев идет снизу) 2 1 ,0 1 9 ,0 1 8 ,7 1 6 ,0 7 ,1 3 ,1 2 ,6 1 .7 Н асыщ ение влагой сверху (счет слоев идет сверху) 2 2 ,9 2 2 ,1 2 1 ,8 1 7 ,5 6 .5 3 ,2 2 ,5 ,2 ,1 П р и м е ч а н и е . В п одл и н н и к е в л а ж н о ст ь д а н а в п р оц ен т ах о т в еса в л а ж н о й почвы. П ер есч ет в проценты о т в еса су х о й сд ел а н н а м и .— А . Р . Полная влагоемкость этого лёсса равнялась 28,7% веса сы­ рой почвы, что соответствует 39,1 % веса сухой. 197 Таким образом, Измаильский впервые установил возмож ­ ность существования в верхних слоях почвы значительного ко­ личества влаги без сколько-нибудь заметного стекания ее вниз, в сухие слои почвы, т. е. влаги подвешенной. Исследованиями Измаильского было такж е впервые уста­ новлено широкое распространение этого явления и в природных, условиях. Выводы Измаильского были подтверждены Г. И. Высоцким, которому принадлеж ат классические исследования водного ре­ жима черноземов в Велико-Анадоле. Им было установлено, что в черноземах Велико-Анадоля ежегодному промачиванию под­ вергается лишь верхний слой, мощность которого не пре­ вышает 4 м, но в зависимости от метеорологических условий данного и предшествовавших годов может быть значительно меньше. Под слоем ежегодного промачивания Высоцкий обнаружил следующий слой, влажность которого оказалась практически постоянной и при этом довольно низкой. Этот слой Высоцкий назвал м е р т в ы м г о р и з о н т о м , и л и г о р и з о н т о м и с ­ с у ш е н и я (1898, стр. 23). Позднее он присвоил ему наимено­ вание д и с п у л ь с и в н о г о горизонта (1928). Мощность этого «мертвого», по Высоцкому, горизонта может достигать несколь­ ких метров. Внизу он постепенно переходит в капиллярную кайму грунтовой воды. Такой характер распределения влажности, установленный Высоцким, был позднее подтвержден работами многих исследо­ вателей как для черноземов, так и для каштановых почв, для сероземов и других почв степной и более сухих зон, а такж е и для почв лесостепи. Об отличительных чертах водного режима этих почв мы бу­ дем говорить позднее, а сейчас остановимся на тех работах, в которых рассматривалась природа самого явления подвешен­ ной воды. Первой обстоятельной работой по вопросу о природе подве­ шенной воды была работа П. С. Коссовича (1904). Опираясь на результаты опытов Волльни, М айера, Кинга, а такж е выпол­ ненных в его собственной лаборатории опытов Боча, Коссович приходит к выводу о том, что « . . . если мы имеем достаточно высокий слой почвы для соответственной крупности почвенных зерен, то влажность почвы с известной высоты (чем крупнее почвенные зерна, тем ниже) не зависит от высоты слоя и ока­ зывается приблизительно одинаковой, т. е. с этой высоты почва находится при влажности, соответствующей ее наименьшей влагоемкости». Несколько выше Коссович дает определение того, что он понимает под наименьшей влагоемкостью [терми­ ном, который был-введен М айером (Mayer, 1874)]: «Наименьшая влагоемкость почвы есть способность почвы 198 удерживать воду на высоте, до которой не достигает капилляр­ ная вода, находящ аяся в непосредственной связи с грунтовою водою; величина ее не зависит от высоты положения почвенного слоя, напротив, она одинакова на различных высотах; очевидно, что влага почвы, соответствующая ее наименьшей влагоемкости, не способна передвигаться в почве в капельножидком состоя­ нии». Сущность состояния влаги при влажности, соответствующей наименьшей влагоемкости, Коссович разъясняет с чисто капил­ лярной точки зрения. В качестве модели он берет гофрирован­ ные пластинки, расположенные весьма близко одна от другой (рис. 46). Если на такие пластинки вылить сверху некоторое количество воды, то после стекания избытка последней нижняя часть просвета между пластинками будет заполнена водой' сплошь, что будет соответствовать насыщению до пол­ ной влагоемкости. В верхней ж е части просвета вода останется лишь « .., в виде оторванных капель между сближенными частями пластинок». В этом интервале количество воды будет прибли­ зительно одинаковым, и именно такое состоя­ ние влаги Коссович считает характерным для влажности, соответствующей наименьшей влаго­ емкости. Р и с. 46. Р а с п о л о ж е н и е воды м е ж д у гоф р и р ован н ы м и п л астин к ам и (п о К о с с о в и ч у ). а — при п од ъ ем е во д ы сни зу , б — при поступ лен ии воды сверху. Анализируя только что изложенные взгляды Коссовича, сле­ дует отметить прежде всего, что ему, несомненно, принадлежит честь экспериментального подтверждения понятия о наимень­ шей влагоемкости почвы, как о том наибольшем количестве под­ вешенной влаги, т. е. влаги, не связанной капиллярно с грунто­ вой водой, которое может длительно удерживаться почвой про­ тив действия силы тяжести. Однако природа явления была объяснена Коссовичем несколько односторонне, доказательства чему будут представ­ лены ниже. Таким образом, после работ М айера, Измаильского, Высоц­ кого и Коссовича появилось твердое представление о способно­ сти почв удерж ивать в себе против действия силы тяжести некоторое количество влаги, не связанной с грунтовыми водами, и о соответствующей максимальному количеству такой влаги величине влажности, характерной для данной почвы. Значительно позднее, в 1912 г., это явление было обнаружено 199 I i ] j J ] I ; i I : I I I I i j з американскими исследователями, которые указанную способность почв предложили характеризовать величиной «полевой влагоемкости». Достойным сожаления является тот факт, что в нашей литературе термин «полевая влагоемкость» получил гораздо более широкое распространение. Н ельзя не приветствовать в этом от­ ношении инициативы Д олгова (1948 а ), предлагающего вернуться к термину М айера— Коссовича. Присоединяясь к этому предложению, мы в дальнейшем и будем то наибольшее количество подвешенной влаги, которое может быть удержано в однородной почвенно-грунтовой толще против действия силы тяжести, называть н а и м е н ь ш е й в л а г о е м к о с т ь ю , обозначая ее символом НВ и считая выражение «полевая влагоемкость» (в тОм значении, которое ему придают американские *авторы) синонимом этого понятия. Чтобы покончить с терминологической стороной вопроса, укажем, что Качинский (1934, стр. 11 и 47) ранее считал наименьшую влагоемкость синонимом максимальной молекулярной влагоемкости Лебедева. С этим в общем виде согласиться нельзя, если исходить из цитированных выше слов Коссовича и из взглядов Л ебедева, изложенных в главе IV настоящей книги. В той же работе Качинский (1934) предлагает называть наибольщее содержание влаги, которое может быть удержано почвой в подвешенном состоянии, влагоемкостью почвы, соответ­ ствующей влаге капиллярно подвешенной. Это название очень удачно в том отношении, что в нем имеется попытка отразить природу явления. Однако, как мы увидим ниже, слово «капил­ лярная» не всегда отвечает сущности явления. Кроме того, тер­ мин оказывается слишком громоздким. Позднее Качинский предложил новый термин — «влагоем­ кость общая», которым он предлагает называть водоудерживаю­ щую способность почвы « . . . при подаче воды сверху, когда грунтовая вода стоит глубоко, и при подаче воды снизу, когда уровень грунтовых вод высок» (1947, стр. 339). Таким образом, под этим термином Качинский объединяет совершенно различ­ ные по своей природе явления, которые он сам ж е ранее (1934, стр. 10) с полным основанием предлагал различать. Нам кажется, что такое объединение нецелесообразно, и вве­ дение нового термина «общая влагоемкость» совершенно излишне. По этим же причинам нам кажется неприемлемым и предло­ жение Долгова (1948 а, стр. 193), смысл которого заклю чается в новом применении термина «полевая влагоемкость», по сути дела, в значении термина «общая влагоемкость», предложенного Качинским. Долгов пишет: «Полевая влагоемкость различных горизонтов почвенного профиля, под которой понимают способ200 ность удерживать почвой в природных (полевых) условиях после обильного смачивания некоторое количество влаги в не­ подвижном или практически неподвижном состоянии, в зави­ симости от положения грунтовых вод, может определяться или величиной капиллярной влагоемкости этого горизонта (при не­ глубоком залегании грунтовых вод), или величиной его наимень­ шей влагоемкости (при отсутствии подпирающего влияния глу­ боко залегаю щ их грунтовых в о д )». Н ам каж ется, что смешение таких различных явлений и относящихся к ним различных понятий под одним и тем же об­ щим термином ничем не оправдывается и может привести только к путанице, тем более, что американский термин «полевая в л а ­ гоемкость», к сожалению, укоренившийся в нашей литературе, имеет определенное, гораздо более узкое содержание, соответ­ ствующее термину «наименьшая влагоемкость». Д л я правильного понимания совершающихся в почвенно­ грунтовой толще явлений нужно ясно представлять себе, с ка­ кой влагой — подвешенной или капиллярно подпертой мы имеем дело в каждом конкретном случае. А когда мы разберемся в этом вопросе, нетрудно будет уж е решить и второй вопрос: с какой влагоемкостью нужно считаться в полевых условиях — с наименьшей или с капиллярной. При этом не следует забы вать о том, что различные виды влагоемкости в одной и той же почвенно-грунтовой толще могут во времени сменить одна другую. Так, например, если мы имеем дело с почвенно-грунтовой толщей, в которой на небольшой глу­ бине (порядка нескольких метров) имеется водоупорный гори­ зонт, то в выше леж ащ ем наносе периодически может возникать горизонт почвенно-грунтовых вод, вследствие чего способность почвы удерж ивать воду будет характеризоваться ее капил­ лярной влагоемкостью. По мере израсходования влаги из этого горизонта его влажность может упасть до такой величины, что нужно будет говорить уж е о наименьшей влаго­ емкости. Перейдем теперь к ознакомлению с природой подвешенной воды и количественной характеристике этого явления. В зависимости от механического состава почвы явления образования и удержания подвешенной воды протекают по-раз­ ному. Здесь мы впервые вплотную сталкиваемся с тем фактом, что различные по механическому составу группы' почв и грунтов обладаю т существенными к а ч е с т в е н н ы - м и отличиями в от­ ношении присущих им водных свойств. Д о сего времени этот ф акт одними исследователями недооценивался, другими просто игнорировался. Впервые на него обратил внимание М. А. Вели­ канов, который установил и некоторые вытекающие из этого ф акта закономерности. 201 2. Подвешенная влага в гравийных, песчаных и пылеватых почвах и грунтах Ознакомление с образованием и свойствами подвешенной влаги мы начнем с группы крупнозернистых почв и грунтов. В соответствии с результатами опытов И. С. Васильева (1949) должны быть выделены почвы и грунты, состоящие из частиц крупнее 1 мм. В таких почвах и грунтах, если они хо­ рошо сортированы, ни при каких условиях, как показал В а­ сильев, не удается создать слоя воды, которая заполняла цели­ ком хотя бы часть почвенных пор. Вся влага, которая поступает на поверхность колонны такого грунта, даж е при самой осто­ рожной ее подаче немедленно,почти целиком стекает вниз, со­ здавая остаточную влажность, равную обычно 3—4% (та б л .48, фракции 5—3, 3—2 и 2— 1 мм). Условимся такие почвы и грунты называть крупнозернистыми. ■ Т а б л и ц а 48 Величины ост ат оч н ой в л а ж н о ст и по ок ончан и и стек ани я и збы точ н ой влаги в к ол он н ах и з п еск а р а зн о й к рупн ости (п о дан н ы м В аси л ь ев а, 1949) Остаточная влажность, % Разм ер частиц, мм 5 -3 3— 2 2—1 1 .0 — 0 ,5 0 ,5 - 0 ,2 5 0 , 2 5 — 0 ,1 0 Объемный вес, г/см^ 1 .6 2 1 .6 4 1 .6 5 1,68 1 ,6 7 1 .5 9 от веса сухого песка от полной . влагоемкости 3 ,4 1 3 ,6 5 3 ,3 9 2 .6 7 2 ,5 0 3 .6 7 1 4 .4 1 6 ,0 1 5 .1 1 2 ,3 11,8 1 5 .2 Перейдем теперь к почвам и грунтам песчаного механиче­ ского состава с частицами 1—0,10 мм, которые будем назы вать среднезернистыми. Их водоудерживаю щ ая способность изуча­ лась с помощью лабораторных опытов Аттербергом (Atterberg,. 1908), А. П. Ивановым (1930) и И. С. Васильевым (1949). Опыты заключались в том, что сухие колонны из частиц разных фракций в трубках увлаж нялись сверху различными количест­ вами воды. После увлажнения в течение некоторого времени велись наблюдения над скоростью перемещения границы про­ мачивания, а по окончании опыта в колонне послойно опреде­ лялась влажность. Всеми тремя -названными исследователями для частиц от 1 до 0,1 мм в диаметре были получены одинако­ вые результаты, в силу чего мы рассмотрим только более по­ дробные новейшие данные Васильева (1949), результаты кото­ рых приведены в табл. 49. 202 Таблица 49 Р езу л ь т а т ы оп ы тов В аси л ь ев а п о оп р ед е л ен и ю в о д о у д е р ж и в а ю щ е й сп о со б н о ст и п еск ов S S « в CR S О =3 О <■> ■=о S ° S 'S s i 1 .с р а з у после полива а С cd Я S i° § о о S К У S « ? .|§ г1з §1з « д о |4) еО2 §М « 2 Я О я S « \о J ? >>2^ о 2 ■=: U. S и 50 3 4 5 ,6 9 ,0 2 0 ,5 1 9 ,7 6,0 5 ,6 1 0 .9 1 5 .9 2 1 ,4 2 1 .7 2 1 .7 • 2 Через 3 суток Через 1 сутки Й « ■=; m ‘ 2 S о СЬ « в CR Я Л R О t? U о tО О CU с о « о S ' и я S и ^ о 5 5 i 3 ^ ев Ч m л О S О S 55 о ЕU § « 2 CU О я С и О 0) ч в у И D* ^ 7 6 л и л н о >я я S 0) § п £ о « i t ® а ^ 'о КУО <я о is l i 8 9 ы $> 2 « S 3 R ю i i c s § 10 Ф ракция 1 — 0,5 мм 20 30 35 20,1 6.2 20.0 1.68 9 .8 1 7 .7 9 .8 1 8 ,5 С к в о зн о е п р ом ач и в ан и е д о д н а т р убк и 3 6 .3 2 1 ,7 3 5 ,8 21,2 3 8 .8 2 4 .0 Ф ракция 0 ,5— 0,25 мм 20 40 60 65 1 9 ,7 2 0 .9 6.1 5 .8 11.6 20,0 1 ,6 7 1 1 ,4 2 0 .9 1 9 .9 1 7 .2 21,0 1 7 .5 С к в о зн о е п р ом ач и в ан и е д о д н а т р убк и Ф рак ци я 0 ,2 5 — 0,10 мм 20 40 70 72 5 .4 1 0 .8 1 7 .7 2 3 ,4 2 3 .7 2 4 .2 21,0 2 1 .5 6,2 2 1 ,3 2 2 .5 1 1 .4 1 .5 9 1 9 .8 1 8 .6 2 3 .9 2 1 ,5 С к в о зн о е п р ом ач и в ан и е д о д н а т р убк и 5 .9 11.0 Анализируя эти данные, в качестве общего вывода можно установить следующее. В поверхностных слоях толщи, состоящей из песчаных ча­ стиц, может быть создан с п л о ш н о й с л о й п о д в е щ е н н о й в о д ы , п о л н о с т ь ю н а с ы щ а ю щ е й п е с о к . О бязатель­ ным условием возникновения такого слоя является п е р в о н а ­ ч а л ь н а я с у х о с т ь толщи и, следовательно, сухость слоев, подстилающих промоченный слой. Подвещенная влага в таких песках заполняет порозность н а ц е л о , т. е. влажность доходит до величины полной влаго­ емкости, что видно из сопоставления цифр в граф ах 3, 5, 7 и 10 табл. 49. Влага в этом состоянии удерживается длительно, что можно видеть из табл. 50. При этом следует отметить важ ное условие, которое заклю ­ чается в наличии определенного п р е д е л а мощности слоя подвещенной влаги. К ак можно видеть из опытов Васильева, во всех изученных им фракциях наблю дается одно и то ж е явле­ ние. По мере увеличения прилитого количества воды мощность 203 Таблица 50 П о сл о й н о е р а сп р ед е л ен и е влаги ч ер ез р азл ичн ы е п р ом еж утк и в рем ени (опы ты В а с и л ь е в а ). Ф ракция 0 ,2 5 — 0,10 мм . П оли вная н о р м а 70 м м в од. сл. Сразу после промачивания глубина взятия образца, см влажность; 0 ,0 — 4 ,4 4 , 4 — 9 ,8 9 , 8 — 1 5 ,1 1 5 ,1 — 1 7 ,7 1 7 .7 — 2 0 ,4 2 0 , 4 — 2 5 ,8 2 5 .8 - 3 1 ,8 2 3 ,1 0 2 5 ,2 2 4 .7 22.8 0 ,3 7 0 ,3 7 0 ,3 3 Г л у б и н а п ром ачи ван ия 1 7 ,7 см Через 5 суток Через 1 сутки глубина взятия образца, см 0 ,0 - 4 ,3 4 , 3 — 9 ,7 9 , 7 — 1 5 ,1 1 5 ,1 — 1 8 ,6 1 8 ,6 — 2 0 ,4 2 0 ,4 — 2 5 ,8 2 5 ,8 - 3 1 ,1 влажность; глубина взятия образца, см 2 3 ,1 0 2 4 ,8 2 4 ,2 2 2 ,4 0 ,7 0 0 ,4 3 0 ,3 7 0 ,0 — 4 ,6 4 , 6 — 1 0 ,0 1 0 .0 — 1 9 ,8 1 5 .4 — 1 9 ,8 1 9 ,8 — 2 0 ,7 2 0 ,7 — 2 6 ,0 2 6 .0 — 3 1 ,4 3 1 .4 — 3 7 ,0 Г л уби н а п ром ачи ван ия 1 8 ,6 см влажность, 2 0 ,0 0 . 2 2 ,4 5 2 3 ,7 1 8 ,9 0 ,8 4 0 ,4 5 0 ,3 8 0 ,3 0 Г л уби н а п ром ачи ван ия 1 9 ,8 см Промоченного слоя песка, удерживающего в себе подвешенную воду, сначала возрастает примерно пропорционально количеству прилитой воды. Эта пропорциональность вполне понятна, если Р и с. 47. Р а с п р е д е л е н и е влаги н асы щ аю щ ей к ап и л л я р н о-п одв еш ен н ой в в ер хн ем сл о е су х о й п есч ан ой тол щ и (п о В а с и л ь е в у ). а — В п р о ц ен тах от веса п еска, б — в п р оц ен тах от . Ф р ак ц и я п еска 0,25—0,10 мм. полной влагоем кости. вспомнить, что порозность песка заполняется водой нацело. Но как только количество прилитой воды, а следовательно, и глу­ бина промачивания достигнут известного предела, так сейчас же почти все количество влаги, удерживающейся в промоченной толще, быстро стекает вниз, до нижнего конца колонны. В верх­ них слоях последней остается влага, составляющ ая Vs— Vio того количества, которое содержалось до стекания (рис. 47 и табл. 49). П редельная глубина промачивания тем больше, чем мелкозернистее материал. 204 Д ругая существенная черта заклю чается в резкости нижней границы промоченной толщи. Эта резкость устанавливается, вопервых, чисто визуально, а во-вторых, детальными данными рас­ пределения влажности, полученными в тех же опытах Василье­ вым и приведенными в табл. 50. Переходя к вопросу о природе сил, удерживающих подве­ шенную влагу в только что рассмотренном случае, можно, Р и с. 48. С хем ати ч еск ое и зо б р а ж е н и е у д е р ж а н и я в с у х о м п еск е в лаги н асы щ аю щ ей к ап и л л я р н оп одв еш ен н ой . по-видимому, с уверенностью утверждать, что влага здесь удер­ ж ивается силами чисто капиллярной природы. Схематически этот случай представлен на рис. 48. Сплошное водное тело, создающееся в верхнем слое песчаной толщи и полностью насыщающее ее, сверху и снизу ограничено поверхностями, состоящими из совокупности большого числа менисков. Эти мениски обладаю т различной кривизной. Верхняя поверхность водного тела ограничена менисками с большей кри­ визной и, следовательно, меньшим поверхностным давлением. Ниж няя поверхность ограничена менисками с меньшей кривиз­ ной и, следовательно, большим поверхностным давлением. Р а в ­ нодействующая поверхностных давлений направлена поэтому вверх. Именно она и уравновешивает давление водного тела, которое направлено вниз, и удерживает его от стекания. 205 Поэтому мы и предлагаем называть влагу, удерживаемую таким образом, н а с ы щ а ю щ е й к а п и л л я р н о-п о д в е щ е н н о й. Разность поверхностных давлений, как мы указывали в главе I, достигает своего максимального значения в тот мо­ мент, когда верхние мениски оказываются находящимися в наи­ более суженных участках почвенных пор, а нижние мениски, наоборот, в наиболее расщиренных участках. К ак только мощ­ ность промоченного слоя сделается настолько большой, что гидростатическое давление подвешенной воды превысит Эту пре­ дельную величину разности поверхностных давлений, так сей­ час же начинается быстрое стекание большей части подвешен­ ной воды. К ак показывают наблюдения, это стекание происходит обычно не на всем фронте смачивания одновременно и равномерно, а языками. В том месте, где образовался язык, давление подве­ шенной влаги с увеличением длины языка возрастает, что и ускоряет, в свою очередь, стекание. Именно благодаря этому почти все количество воды, находящейся в подвешенном состоя­ нии, стекает сразу и быстро. Та картина, которую для этого слу­ чая рисует Цункер, считающий, что стекание происходит посте­ пенно, всем фронтом и что оно прекращ ается, как только давление массы подвешенной воды снова уменьшится за счет воды, оставшейся по пути стекания, до величины максимально возможной разности поверхностных давлений, опытом не под­ тверждается. Следует еще отметить, что, по мнению Цункера, предельная возможная мощность слоя подвешенной насыщающей воды все­ гда равна половине высоты капиллярного поднятия воды в том ж е грунте. Однако Васильев в той ж е работе (1949) показал, что это неверно и что отношение предельной мощности слоя т а ­ кой влаги к высоте капиллярного поднятия может меняться в пределах от 1,10 до 0,56, как это видно из следующих его данных; Разм ер частиц, мм 1 ,0 — 0 ,5 0 ,5 - 0 ,2 5 0 , 2 5 — 0 ,1 0 П редельная мощность слоя подвешенной воды, см П редельная высота капиллярного подъема, см Отношение 9 ,0 1 5 ,9 1 7 ,7 8 ,2 1 4 ,4 3 1 ,3 1 ,1 0 1 ,1 0 0 ,5 6 ■ В. Я. Стапренс (1954) нашел, что предельная мощность слоя насыщающей подвешенной влаги равна разности между высо­ тами капиллярного поднятия в данном грунте'при увлажненном и сухом состояниях. Справедливость только что изложенных представлений о при­ 206 роде влаги насыщающей капиллярно-подвешенной подтвер­ ждается опытами Н. С. Орешкиной (1957). В колоннах из ф рак­ ций песка 0,20—0,25 мм создавался слой мощностью около 19 см насыщающей капиллярно-подвешенной влаги, содерж ав­ шей в себе хлористый кальций в концентрации 0,01 N. Колонны ежедневно в течение 8 часов нагревались с поверхности с по­ мощью электрических ламп. По истечении различных промежут­ ков времени одинаково снаряженные колонны поочередно р аз­ бирались и в них послойно определялась влажность и содерж а­ ние иона хлора. Результаты опыта представлены на рис. 49. Р и с. 49. В л а га н а сы щ аю щ ая к ап и л л я р н о -п о д в еш ен н а я в с у х о м п еске. И зм ен ен и е в п р о ц есс е и сп ар ен и я р а сп р ед е л ен и я в лаги и и он а х л о р а (п о дан н ы м О р еш к и н ой ). а — в л а ж н о с т ь в п р о ц ен тах от веса, б — с о д е р ж а н и е и о н а х л ора в мг-экв/100 г; 1 — и сходн ое р асп р е д е л е н и е , 2 — р а сп р е д е л е н и е по и стечени и 40 д н ей и сп арен ия. Н а рисунке видно, что промоченная толщ а начала просыхать постепенно сверху. Просыхание сопровождалось отчетливо вы­ раженным восходящим перемещением иона хлора, а следова­ тельно, и жидкой влаги. Подробные данные показали, что ж идкая влага в течение первых двух суток подтягивалась в слой О—2,5 см, где и происходило ее испарение, о чем можно судить по накоплению иона хлора по истечении двух суток. В дальней­ шем ж идкая влага подтягивалась до слоя 2,5—5 см, в котором и происходило ее испарение (опять-таки судя по накоплению иона хлора в этом сл ое). Из всех ниже леж ащ их слоев до глу­ бины не менее 15 см наблю далось подтягивание влаги в жидкой форме в слой 2,5—5 см. Глубже 15 см определения, к сож але­ нию, не проводились. Передвижение влаги и иона хлора к испа­ ряющей поверхности говорит о том, что вся подвешенная влага обладает сплошностью и передвигается к поверхности испарения под влиянием, очевидно, менисковых сил. Выш е мы отмечали, что необходимым условием создания слоя насыщающей капиллярно-подвешенной воды является и с ­ х о д н а я с у х о с т ь песчаной толщи. Если песок обладает более или менее заметной влажностью, то первые ж е порции влаги, поступающие на его поверхность, 207 сразу начинают стекать вниз. Это позволяет сделать вывод, что существенным фактором создания слоя насыщающей капил­ лярно-подвешенной воды является г и с т е р е з и с с м а ч и в а ­ н и я . К ак мы упоминали уже в главе II, под этим термином принято понимать явление, заключающееся в следующем. При первоначальном соприкосновении воды или иной жидкости с по­ верхностью вещества, которое, вообще говоря, может хорошо смачиваться этой жидкостью, вначале иногда наблю дается пло­ хое смачивание, т. е. угол смачивания оказывается гораздо большим, чем тот, который нормально свойствен данной паре: жидкость — твердое тело. И лишь после того, как граница см а­ чивания в процессе стекания жидкости пройдет д ан­ ный участок поверхности твердого тела, смачивание делается нормальным й угол смачивания умень­ шается до присущей ему величины. Гистерезис смачивания легко наблю дать в на­ чале дождя, когда на сухое оконное стекло падают первые капли дождя. Эти капли приобретают вид, изображенный на рис. 50. Нижний край капли отхо­ дит от поверхности стекла под очень большим уг­ лом 0, который и является углом смачивания; cos 0, служащий мерилом степени смачивания, близок к нулю, несмотря на то, что, вообще говоря, стекло Р и с. 50. смачивается водой очень хорошо и cos 0 в нормаль­ К апля д о ­ ных условиях близок к единице. И лишь после того, ж дя на с т е к ­ как стекло окажется смоченным дождем, новые л е. Г и с т е р е ­ капли дож дя будут сразу растекаться в тонкую зи с см а ч и в а­ ния. пленку в соответствии с нормальной хорошей см а­ чиваемостью стекла водой. Природа гистерезиса смачивания не вполне ясна. Плохое кмачивание поверхности твердого тела зависит, вероятно, от |того, что на ней имеется слой прочно адсорбированного воздуха, |который лишь очень медленно вытесняется водой. В других ^случаях поверхность может быть загрязнена пленкой какого­ -либо плохо смачивающегося вещества, которое, однако, постеi пенно удаляется стекающей водой. ' Наконец, смачиваемость зависит и от количества сорбирован­ ной влаги. С. А. Владыченский (1962) показал эксперимен­ тально, что при повышении влажности песка, начиная от очень низких ее величин вплоть до величины МГ, косинус угла смачи­ вания уменьшается от 0,5—0,6 до 0,2. При дальнейшем увели­ чении влажности cos 0 возрастает, но достигает единицы лишь при влажности, превышающей 5% . Тот факт, что насыщающая капиллярно-подвешенная влага хотя и весьма медленно, но все же стекает вниз, такж е свидетельствует в пользу того, что гистерезис смачивания играет существенную роль в создании и удержании слоя подвешенной воды. 208 Разобранные выше явления, иллюстрируюш,ие возможность накопления насыщающей капиллярно-подвешенной влаги в пес­ чаных почвах и грунтах, были изучены на фракциях 1—0,5; 0,5—0,25 и 0,25—0,10 мм. К ак мы уже говорили, после стекания основной массы насы­ щающей капиллярно-подвешенной влаги в колонне остается не­ большое количество влаги, уже не способной к стеканию, кото­ рое создает одинаковое содержание влаги в верхней части ко­ лонны. Р и с. 51. И зм ен ен и е р а сп р ед е л ен и я влаги (а ) и и она хлора (б ) в п р о ц есс е и сп ар ен и я в песчан ой к о л о н н е (п о дан н ы м О р еш к и н ой ). 1 — исходн ое состояние, 2 — ч ер ез 20 дн ей и сп арен и я, 3 — чер ез 40 д н ей и сп ар ен и я . Ф р ак ц и я 0,20—0,25 мм. В какой форме эта влага удерживается в песке? Ответ на этот вопрос мы находим в работе Орешкиной (1957). Песчаные колонны в ее опытах промачивались насквозь слабым раство­ ром хлористого кальция. Колонны выдерживались несколько дней, будучи защищенными от испарения. После полного пре­ кращения стекания защ ита снималась и влага начинала испа­ ряться. Через различные промежутки времени от начала испа­ рения одинаково снаряженные колонны поочередно вскрывались и в них послойно определялась влажность и содержание иона хлора. Результат одного из таких опытов с фракцией частиц 0,20—0,25 мм изображен на рис. 51. Н а рис. 51 а показано распределение влажности по высоте колонны, а на рис. 51 б — распределение иона хлора. Н а рис. 51 а 14 Заказ № 405 209 видно, что колонна постепенно подсыхала сверху — до глубины 10 см за 20 дней, до глубины около 15 см за 40 дней. В то же время в распределении иона хлора за 20 и 40 дней никаких из­ менений не произошло. Следовательно, испарение влаги не со­ провождалось передвижением ее в жидком виде, что неизбежно было бы отмечено накоцле^ нием в поверхностном слое иона хлора. Испарение влаги шло только на месте. К это­ му ж е выводу в отношении стыковой влаги ранее при­ шли А. П. М алянов (1940а) и Вуудрэфф (Woodruff, 1942). Из этого мы вправе сделать вывод о том, что влага в на­ сквозь промоченной колонне содержится в форме изоли­ рованных друг от друга скоплений («м анж ет»), кото­ рые образуются в точках стыка почвенных частиц. Т а ­ кую. влагу мы называем стыковой, капилляр­ но-подвешенной. Она удерживается, как известно из главы II, капиллярными силами. Синонимом стыко­ вой влаги является влага пендулярная (Versluys, 1917). Только что рассмотрен­ ный опыт относился к ф рак­ ции частиц 0,20—0,25 мм. Сделанные из него выводы Р и с. 52. А — несом кн уты е м ан ж еты , р а зд е л ен н ы е плен- могут быть распространены, кам и , Б - со м кн у ты е м а н ж е т ы сты ковой вл аги . о ч еВ И Д Н О , И н а Ч аС Т И Ц Ы б о л е е Крупные, в том числе круп­ нее 1 мм, в которых, как мы видели из опытов Васильева, подвешенная влага может удерживаться только в форме сты­ ковой. Различие между стыковой влагой в крупнозернистых и сред­ незернистых почвах и грунтах заклю чается в следуюш,ем. В крупнозернистых почвах края менисков даж е при максим аль­ ном содержании подвешенной влаги (соответствующем наимень­ шей влагоемкости) удалены друг от друга и соединяются плен­ ками воды, образующимися на поверхности частиц, как это схе­ матически изображено на рис. 52Л. В почвах среднезернистых (песчаных) при наибольшем содержании подвешенной влаги 210 (соответствующем наименьшей влагоемкости) края менисков граничат друг с другом так, как это изображено схематически на рис. 52 5 , и малейшее увеличение влажности вызывает их смыкание и восстановление сплошности свободной воды. Это доказывается следующим опытом Орешкиной (1963). Ею были приготовлены три колонны убывающей высоты, при­ чем наиболее длинная колонна несколько превыш ала по своей длине предельную высоту капиллярного поднятия в данной Р и с. 53. .И зм енен и е в л аж н ост и (а) и с о д ер ж а н и я и он а х л о р а (б) в п р о ц есс е и сп а р ен и я в лаги и з р а зн ы х ч аст ей к ап и л ля р н ой кайм ы (п о дан н ы м О р еш к и н о й ). 1 — и сходн ое состояние, 2 — ч ер ез 10 д н ей и сп а р ен и я при вы соте колон ны 65 см , 5 — то ж е при вы со те колон ны 50 см , 4 — то ж е при вы соте колон ны 40 см. фракции (была взята фракция 0,25—0,20 м м). Остальные ко­ лонны имели высоту меньшую, чем эта предельная высота. Ко­ лонны насквозь промачивались слабым раствором хлористого кальция. После окончания стекания они ставились на испаре­ ние, которое продолжалось 10 дней и протекало без нагревания поверхности. По окончании опыта в колоннах, как всегда, были послойно определены влажность и содержание иона хлора. Р е ­ зультаты изображены на рис. 53. Из рисунка видно, что в первой колонне, высота которой при­ мерно на 5 см превыш ала предельную высоту капиллярного поднятия в этой фракции (равную 60 см) и в которой влажность верхнего слоя равнялась 2,5% , никакого накопления иона хлора в процессе испарения не произошло вследствие того, что в верх­ нем конце колонны влага находилась в стыковом состоянии. Но уж е во второй колонне, высота которой равнялась 50 см и в которой влажность в верхнем слое достигала 4,2%, 14* 211 В результате испарения произошло значительное накопление иона хлора в поверхностном слое за счет перемещения его из слоев ниже лежащих. Очевидно, что повышение влажности от 2,5 до 4,2% соответствовало слиянию менисков в верхнем слое и восста­ новлению сплошности свободной влаги, содержащейся в менис­ ках. Отметим попутно, что МГ песчаных частиц измеряется соты­ ми долями процента, а наименьшая влагоемкость песчаных почв и грунтов составляет 2—4% . Влажность, % Из этого следует, что в сты. новых м анж етах подавляю ­ щ ая часть влаги является свободной. В работе Аттерберга (1908) имеются данные, ха­ рактеризующие явления удержания влаги и во ф рак­ циях пыли (0,10—0,05; 0,05— 0,02; 0,02—0,01 мм). Аттерберг отмечает, что в колон­ нах из этих фракций пороз­ ность заполнялась сначала целиком или почти целиком, но затем «капиллярная ад ­ гезия» начинала отсасывать воду в более глубокие слои, хотя основная ее часть оста­ валась в' поверхностных сло­ ях. Можно думать, что опы­ Р и с. 54. Р а сса сы в а н и е п одв еш ен н ой влаги в к ол он н е из части ц 0 ,1 0 — ты Аттерберга не были дове­ 0,08 мм. дены до конца. / — исходн ое р асп р еделен и е, 2 — р а с п р е д е ­ Обстоятельная работа по лен и е чер ез 5 д н ей п осле н а ч а л а оп ы та при О В = 1,36 г/см ’, S — то ж е ч ер ез 10 дней, изучению водоудерживаю­ ^ — то ж е ч ер ез 10 д н ей при О В = 1 ,4 7 г/см=, щей способности фракций 5 — то ж е ч ер ез 20 дн ей . пыли была проделана Ореш­ киной (1959 и 1963). Она работала с фракциями 0,10—0,08; 0,05—0,03 и 0,02—0,01 мм. Фракция 0,10—0,08 мм, по наблюдениям Орешкиной, уже заметно отличается от фракций крупнее 0,10 мм. Н а рис. 54 изображен постепенный ход промачивания колонны из частиц ■0,10—0,08 мм, после того как в ее верхней части был создан слой насыщающей капиллярно-подвешенной влаги. Из рисунка видно, что вместо быстрого стекания почти всей влаги (как это наблюдалось в колоннах из более крупных частиц, которые мы называем среднезернистыми) здесь происходит постепенное и очень медленное как бы «рассасывание», причем увеличение плотности упаковки повышает его скорость. Рассасывание про­ исходит не отдельными языками, а всем фронтом, при этом под 212 нижней границей первоначально смоченного слоя образуется зона рассасывания с влажностью 5—6% , т. е. лишь немного пре­ вышающей ту, которая соответствует наименьшей влагоемкости (для частиц 0,10—0,08 мм это количество равно 3%) . Орешкина указывает, что уменьшение объемного веса, т. е. увеличение рыхлости в. колоннах из частиц 0,08—0,10 мм, влечет за собой приближение их по свойству удерживать влагу к ча­ стицам более крупным. Очень характерной чертой процесса рассасывания является то, что в первую очередь влага уходит из самого верхнего слоя первоначально промоченной толщи, в то время как в ее нижней части сохраняется влажность, близкая к исходной (т. е. к пол­ ному насыщению), быстро переходящ ая в низкую влажность зоны рассасывания. При этом в первоначально промочен­ ной толще влага распределяется как бы по капиллярной кривой. Д анная особенность говорит о том, что граница первоначаль­ ного смачивания является как бы относительным водоупором, причем водопроницаемость нижнего слоя значительно ниже, чем первоначально промоченного. Это легко объясняется тем, что влагопроводность слоя, насыщенного влагой, гораздо больше, чем сухого. Водоупорность слоя, леж ащ его под про­ моченным, объясняется, вероятно, прежде всего гистерезисом смачивания, который преодолевается лишь в отдельных сравни­ тельно немногочисленных точках, в которых и образуются «микроязыки» промачивания. Возникновение этих «микроязы­ ков» влечет за собой защемление воздуха, который изолирует от фильтрации значительную долю пор, в силу чего и поддержи­ вается низкая влагопроводность. Возможно, впрочем, что стекание влаги, как это думает Орешкина (1963), здесь происходит в форме пленок гравита­ ционной влаги, медленно сползающих по поверхности частиц и одновременно утончающихся. В грунтах и почвах среднезернистых (0,10— 1,0 мм) благо­ даря большому размеру пор преодоление гистерезиса смачива­ ния возникает, сразу в большой группе пор, что влечет за собой образование более или менее крупного (в поперечнике) языка влаги. Увеличение его глубины имеет своим следствием увели­ чение гидравлического напора и ускорение стекания влаги. Картина перераспределения влаги из промоченной толщи, которую наблю дала Орешкина в опыте с фракцией 0,08—0,10 мм, наблю дал такж е Янге (Youngs, 1958) в опыте с шариками «Баллотини». Результаты опыта представлены на рис. 55. П о­ лученные им кривые подобны кривым на рис. 54, построенным по данным Орешкиной. Очевидно, что к модели, с которой р а ­ ботал Янге, можно отнести все сказанное выше по поводу опыта Орешкиной. 213 кром е того, Орешкиной были поставлены опыты с ф рак­ циями 0,03—0,05 и 0,01—0,02 мм. Результаты одного опыта с ча­ стицами 0,03—0,05 мм изображены на рис. 56. Перераспределе­ ние влаги, наблю давшееся в этом случае, в общем напоминает таковое в опыте с частицами 0,08—0,10 мм. Однако имеется одно существенное отличие. В опыте с фракцией 0,03—0,05 мм Влажность в долях объема О Р и с. 55. в к ол он н е 0.2 Р а сса сы в а н и е п о д в еш ен н о й влаги из ш ар и к ов « Б ал л оти н и » (п о Я н г с у ). а — при исходн ой гл у би н е п р о м ач и в ан и я 27 см, б — при исходн ой гл у б и н е п р о м ач и в ан и я 52 см. Ц и ф ры у кри вы х о зн а ч а ю т число часов по окон чани и вп и ты вани я. зона рассасывания с самого начала приобрела влажность около 7,5%, которая далее не изменялась и с которой нарастала мощ­ ность зоны рассасывания. Лишь в самом конце опыта (по про­ шествии 250 дней) влажность в верхней части зоны рассасы ва­ ния стала уменьшаться и приняла значение около 5% , что, по-видимому, соответствует НВ и стыковому состоянию влаги. Уменьшение влажности в зоне рассасывания подтверждает мне­ ние Орешкиной о том, что здесь имело место сползание пленок гравитационной влаги, толщина которых по мере приближения к равновесному состоянию уменьшалась. Характерна очень м алая 214 скорость перемещения нижней границы промачивания — в среднем около 1 см/сутки. Все сказанное о предыдущем опыте Орещкиной применимо и здесь. Результаты опыта Орещкиной с частицами 0,03—0,05 мм очень напоминают результаты другого опыта Янгса — со слан­ цевой пылью (частицы 0,04—0,125 м м), результаты которого изображены на рис. 57. Опыты Орещкиной и Янгса позволяют выделить еще одну группу Влаш ост ь. % от веса почв и грунтов по их водным свойствам, которую мы на­ зовем мелкозернистыми. Верхний предел разм ера ча­ стиц этой группы лежит гдето между 0,05 и 0,1 мм, бли­ же, вероятно, к последней цифре. Нижний предел, веро­ ятно, меньще 0,01 мм. Д ля этой группы характерно сле­ дующее: во-первых, невоз­ можность сколько-нибудь длительного удерж ания вл а­ ги насыщающей капиллярноподвещенной, во-вторых, сты­ ковое состояние влаги при влажности, равной НВ, в-третьих, медленное уста­ новление НВ после у вл аж ­ нения. Ночвы с такими свой­ ствами встречаются в приро­ де, по-видимому, редко. Воз­ можно, что к таким почвам Р и с. 56. Р а сса сы в а н и е п одв еш ен н ой относятся супесчаные каш та­ в лаги в к о л о н н е и з части ц 0 ,0 5 — новые почвы Кулунды, изу­ 0 ,0 3 м м (п о дан н ы м О р еш к и н о й ). чавшиеся В. П. Панфиловым Ц и ф р ы у к р и вы х р а с п р е д е л е н и я вл аги о зн а ч а ю т число дн ей п осле н а ч а л а оп ы та. (1957), в которых наблю да­ лось медленное установление равновесной влажности, как это можно видеть из табл. 51. В трех последних строках таблицы видно, что скорость измене­ ния запаса сделалась почти постоянной, без тенденции к про­ грессивному уменьшению. Возможно, что эта почва близка по своим свойствам к фракциям пыли, изучавшимся Орешкиной и Янгсом. Еще одной особенностью поведения подвешенной влаги во фракциях пыли является установленное тож е Орешкиной явле­ ние медленного, но вполне отчетливого подтягивания влаги к слою испарения в верхних частях промоченных насквозь 215 колонн, и м ею щ и х в л аж н ость Н В . В п есчан ы х к ол он н ах в л ага в этих слоях, как мы видели, п р едстав л ен а и ск л ю ч и тел ьн о в ф о р м е п ол н ость ю р а зо б щ ен н ы х сты ковы х м а н ж ет . В к ол он н ах Влажность в долях объема Рис. 57. Рассасывание подвешенной влаги в ■колонне из сланцевой пыли (частицы 0,04— 0,125 мм) (по Янгсу). а — при исходной гл у би н е п р о м а ч и в а н и я 25 см, б — при исходной гл у би не п р о м ач и в ан и я 60 см. Ц и ф ры у кри вы х о зн а ч а ю т число часо в по окон чани и вп и ты вани я. Таблица 51 Изменение содержания запаса влаги в 150-см толще супесчаной каштановой почвы после полива (по данным Панфилова, 1957) Дни от начала опыта Норма <1 ТТЛ ттхяВс!) о П О ЛИ м®/га 1 2 3 10 5 15 20 , 2174 2149. 2178 '2089 2063 2077 Запас ВЛ1агн, м^/га 2000 2500 3000 2574 2889 3130 2000 2500 3000 102 259 375 2473 2630 2755 2312 2438 2478 2380 2543 2565 2249 2245 ■2289 Скорость уменьшения запаса, м^/га/сутки 216 93 87 190 34 52 94 13 19 38 17 19 22 17 17 20 из ф рак ций пы ли вл ага н аходи тся в этой ж е ф орм е, судя по ве­ ли чи нам в л аж н ости . О дн ак о при дл и тел ьн ом и сп ар ен и и н а б л ю ­ д а ет ся н ек отор ое нак оп л ен и е ион а хл ор а в п оверхн остн ом сл ое кол онны . Э то п о зв о л я ет О р еш к и н ой у т в ер ж д а т ь , что п л ен к а м е ж д у сты ковы м и м а н ж ет а м и в этом сл у ч а е у д ер ж и в а е т с я к а ­ пиллярны м и силам и и о б л а д а ет некоторой влагоп роводностью . Т а к о е п р ед п о л о ж ен и е н е п р ед ст а в л я ет ся у беди тел ь н ы м . П л ен к и , соеди н яю щ и е м еж д у собой м ан ж еты , расп ол ож ен ы на вы пук­ лы х у ч а ст к а х п ов ер хн ости ч асти ц , на котор ы х м о ж н о о ж и д а т ь н ал ичия сл оев св я зан н ой , в т о м ч и сл е р ы хл о св я за н н о й влаги . Э ти слои, оч еви дн о, и с о зд а ю т в л агоп р ов од н о сть . Н. С . О р еш к и н а (1 9 6 3 , стр . 1 2 4 ) о т м е ч а е т т а к ж е в к а ч ест в е о со б ен н о ст и зон ы с в л а ж н о ст ь ю , р ав н ой Н В , то, что в л а ж н о ст ь в н ей с н и зу в в ер х п о ст еп ен н о у б ы в а ет, в си л у ч его Н В д о л ж н а х а р а к т е р и з о в а т ь с я , н а п р и м е р , и н т е р в а л о м в л а ж н о с т и о т 3 ,5 д о 5 ,5 % в о ф р а к ц и и 0 , 0 5 — 0 , 0 3 м м . Э т о у т в е р ж д е н и е п р е д с т а в ­ л я ется нам неверны м . В т а б л . 52, состав л ен н ой нам и по дан н ы м О р е ш к и н о й ', п р е д с т а в л е н ы с р е д н и е п о 2 5 - с м с л о я м в е л и ч и н ы влаж ности в зон ах с влаж ностью , равной Н В , в колоннах из ч еты рех разл и ч н ы х ф рак ц и й . И з табл и ц ы ви дн о, что во ф рак ц и и 0 , 2 0 — 0 ,2 5 и 0 , 0 3 — 0 , 0 5 м м в в е р х н и х ч а с т я х к о л о н н в л а ж н о с т ь п о стоя н н а на п р о т я ж ен и и 175 см (7 5 — 2 5 0 ) в п ер в ом сл у ч а е и 75 см (2 7 5 — 3 5 0 ) — во в т ор ом . Э того н е н а б л ю д а е т с я в к ол он н е и з ч а с т и ц 0 , 0 8 — 0 ,1 0 м м я в н о п о т о м у , ч т о к о л о н н а б ы л а с л и ш ­ к о м к о р о т к а . Д а ж е в о ф р а к ц и и 0 ,0 1 — 0 ,0 2 м м н а м е ч а е т с я э т о п остоянство, но оно не вполне достов ер н о т о ж е в си л у н ед о ста ­ точ н ой вы соты кол онны . В л аж н ость в верхни х ч астях достаточ н о длинны х колонн п о ­ стоянна по вы соте и п р едстав л я ет собой Н В , которая х а р а к те­ р и зуется оп р ед ел ен н ой величин ой (с в о зм о ж н ы м в а р ь и р о в а ­ н и е м ), а н е и н тер в а л о м . Т ак и м о б р а зо м , мы в и ди м , что во в сех и ссл ед о в а н н ы х О р еш ­ к и н о й ф р а к ц и я х о т 0 , 5 — 0 , 2 5 д о 0 , 0 2 — 0 ,0 1 м м в к л ю ч и т е л ь н о состоян и е н аи м еньш ей влагоем кости п р едставл ен о сты ковой в л а г о й . Н о е с л и п р и р а з м е р е ч а с т и ц н е м е л ь ч е 0 ,1 0 — 0 ,0 8 м м а к ­ т и в н а я с в я з ь м е ж д у с т ы к о в ы м и с к о п л е н и я м и о т с у т с т в у е т , т о воф р ак ц и и пы ли т а к а я св я зь п оя в л я ется . К р ом е р ассм отр ен н ы х ф орм п одвеш ен н ой влаги , в ср ед н е­ з е р н и с т ы х г р у н т а х В . Я . С т а п р е н с ( 1 9 5 4 ) в ы д е л я е т е щ е о д н у ,, к оторую он н азы в ает «подвеш ен н ой капиллярной водой III т и п а » . О н п и ш ет (1 9 5 4 , стр . 8 5 — 8 6 ): « И н о г д а н а б л ю д а е т с я , ч т о зо н а п о д в е ш ен н о й в о д ы в т о р о г о т и п а (н а с ы щ а ю щ е й к а п и л л я р н о п о д в е ш ен н о й , п о н а ш е м у п о д р а з д е л е н и ю .— А . Р .) п р и с в о е м ' Автор выражает свою искреннюю признательность Н. С. Орешкиной за разрешение использовать первичные материалы, на основании которых напи­ сана ее работа (1963) и которые вследствие сокращения объема статьи не могли быть опубликованы. 217 Таблица 52 Распределение влаги ( % от веса почвы) в колоннах из частиц кварца различного размера после сквозного промачивания (по данным Орешкиной, 1963) Разм ер частиц, мм С л о й , СМ 0,1 0 -0 ,0 8 0,2 0 -0 ,2 5 575—600 550—575 5 2 5 -5 5 0 5 0 0 -5 2 5 475—500 450—475 425—450 400—425 375—400 350—375 3 2 5 -3 5 0 3 0 0 -3 2 5 275—300 250—275 225—250 200—225 175—200 150— 175 125— 150 100— 125 75— 100 50—75 2 5 -5 0 0—25 2 ,4 2 .3 2 ,2 2 .4 2 .4 2 ,2 2 .4 2 .5 5 ,8 2 0 ,7 2 ,8 3.1 3 ,4 3 ,8 6 .2 14,7 26,Л 2 8 ,0 2 8 ,5 0,05-0,03 4 .0 4 .0 4.1 4 .5 5 ,0 5 ,9 8 .5 13,5 2 0 .4 26 ,0 28 .4 3 0 ,2 32 .0 33.1 0,02-0,01 4 .5 4 .6 4 ,9 5 .0 5 .3 6.1 6 .7 7 .3 8,1 10.4 12,0 13.2 14.7 16.8 19.2 2 2 .4 2 2 .5 2 8 .3 28,8 2 9 ,0 н ар астан и и к н и зу встр еч ается с к ап илл ярн ой зон ой подп орн ы х в о д и к а к бы « с а д и т с я » н а н е е , т. е. д а л ь н е й ш е е п р о д в и ж е н и е ин ф и л ь тр ац и оп п ой волны вниз остан ав л и в ается . П о л у ч а ет ся зо н а не то п одвеш ен н ой, не то п одп ер той к а п и л л я р н о -св я за н н о й вл аги , к отор ую и з-за ее с в о ео б р а зн о ст и п р и ход и тся вы делить как особы й , П1 тип». В . Я . С т а п р ен с о т м еч а ет, что д а н н ы е, х а р а к т ер и зу ю щ и е это т сл уч ай , в л и тер атур е отсутствую т. Е го собствен ны е данн ы е т о ж е оч ен ь огр ан и ч ен ы . В у с л о в и я х л а б о р а т о р н о г о эк сп ер и м ен т а с л о й та к о й в л аги о к а за л ся оч ен ь устой чи вы м , н е р а зр у ш а я сь и не стек ая при сам ы х р а зн о о б р а зн ы х в оздей ств и я х. С тап р ен с д о ­ п у ск а ет , что в у стой ч и в ости та к о й в л аги б о л ь ш у ю р о л ь и гр ает за щ ем л ен н ы й в о зд у х , « ...к о т о р ы й м о ж е т п р о т и в о д ей ст в о в а т ь . ор ган и ч еск ом у объ еди н ен и ю о б еи х систем ». М ы счи таем п о­ с л ед н ее п р ед п о л о ж ен и е оч ен ь вероятны м . Н ам пр и ходи л ось н а б л ю д а т ь (Р о д е , 1950 а) су щ ест в о в а н и е п одв еш ен н ой вл аги , д а ж е о б р а зу ю щ ей водон осн ы й слой , к отор ая п од сти л ал ась сл оем грунта, содер ж а в ш и м сж аты й в о зд у х . 218 . ■ 3. Подвешенная влага в суглинистых и глинистых почвах и грунтах П р еж д е всего мы п озн ак ом и м ся с ф ен ом ен ол оги ческ ой , так ск а за т ь , с т о р о н о й я в л ен и я , т. е. с т ем , к а к п р о я в л я ет ся н а и ­ м ен ьш ая в л агоем к ость в д а н н о й гр уп п е почв и грунтов. С ущ ность явлени я, как и в п р еды дущ ем сл уч ае, зак л ю ч ается в т о м , ч то в р е з у л ь т а т е у в л а ж н е н и я с в е р х у п о ч в е н н о -г р у н т о в о й толщ и в ней м о ж ет дл и тел ьн о у д ер ж и в а т ь ся н ек отор ое о п р ед е­ л ен н о е к ол и ч ество воды в п р ак ти ч еск и н еп о д в и ж н о м состоя н и и , п р и ч ем п о д п р о м о ч ен н ы м с л о ем с о х р а н я е т с я б о л е е с у х о й , т. е. в л ага п р ом оч ен н ого сл оя не см ы к ается с к ап и л л яр н ой кай м ой гр ун товы х вод, л еж а щ и х обы чн о на зн ач и тел ьн ой гл уби н е. Д л я то го ч тобы х а р а к т ер и зо в а т ь п р оч н ость у д ер ж а н и я п о д ­ веш енной влаги , п р и ведем р езул ь таты одного из опы тов В . А . У л а сев и ч а (1 9 4 8 ) п о о п р ед е л е н и ю н а и м ен ь ш ей в л а г о е м ­ к о ст и в т е м н о -к а ш т а н о в о й гл и н и ст о й п о ч в е Е р ш о в с к о г о р а й о н а С а р а то в ск о й о б л а ст и . П л о щ а д к а н а п о в ер х н о ст и почвы бы л а з а ­ л и т а в о д о й и з р а с ч е т а 4 2 8 0 м ® /га. П о с л е э т о г о п л о щ а д к а б ы л а за щ и щ ен а от и сп ар ен и я и в поч ве ч ер ез р азл и ч н ы е п р о м еж у т к и вр ем ен и о п р ед ел я л а сь п осл ой н о в л аж н о ст ь . Р езу л ь т а т ы опы та п р ед ста в л ен ы в т а б л . 53. Таблица 53 Средняя влажность (% от веса сухой почвы) верхнего метрового и двух следующих полуметровых слоев темно-каштановой глинистой почвы. Полив 4 июля (по данным Уласевича, 1948) Число дней,, через которое определялась влажность Слой, см 0— 100 100— 150 150—200 Влажность до полива 13,6 11,4 13,1 1 2 3 5 10 15 60 2 2 .7 14.7 2 3 ,2 17,4 14,1 2 3 .3 16.3 13.3 2 1 ,6 16,1 13,1 2 2 ,0 18,4 15,2 2 0 ,6 18,3 15,2 19,7 16,9 16,2 И з э т и х д а н н ы х в и д н о , в о -п е р в ы х , ч т о в л а ж н о с т ь п е р в о н а / ч ал ьн о су х о й почвы в р езу л ь т а т е п ол и в а р езк о у в ел и ч и л ась . / В о -в т о р ы х , ч то в л а г а , п о с т у п и в ш а я в п о ч в ен н у ю т о л щ у , у д е р ж и - / в а е т с я в н ей в о б щ е м д о в о л ь н о п р о ч н о — з а п ер в ы е 10 д н е й с у -/ щ ествен н ого и зм ен ен и я во в л аж н ости отдел ьн ы х сл оев мы н^ о б н а р у ж и в а е м . Н а р я д у с э т и м , в -т р е т ь и х , м о ж н о к о н с т а т и р о ­ вать, что э т а в л а га в се ж е х о т я и оч ен ь м е д л ен н о , н о ст е к а е т в н и з . В т о в р е м я к а к в т о л щ е О— 1 5 0 с м в л а ж н о с т ь м е д л е н н о у б ы в а ет , в с л о е 150— 2 0 0 см о н а н еск о л ь к о у в ел и ч и в а ется . Э тот п р о ц есс стек ан и я бы л и зуч ен Д о л го в ы м (1 9 4 8 а , стр . 65) на насы п ны х к ол он н ах почв. Р езу л ь т а ты од н ого и з эт и х опы тов п р ед став л ен ы н а ри с. 58. И з эт о го р и су н к а в и д н о, ч то в х о д е 219 п р о м а ч и в а н и я п о ч в е н н о й к о л о н н ы (о к о т о р о м Д о л г о в с у д и л п о н и сх о д я щ ем у п ер ем ещ ен и к ) н и ж н ей гр аниц ы см ач и в ан и я ) м о ж н о отчетли во н ам ети ть д в а п ер и о д а , отдел ен н ы е на р и сун к е к р уп ­ ной точкой, обв еден н ой к р уж к ом . В первом из эти х п ери одов, которы й дли л ся ок ол о 8 ч асов, пром ачивание п роисходило бы стр о, п о сл е ч его в его ск ор ости н аступ и л р езк и й п ер ел ом и он а сильн о ум ен ьш и л ась. Н ач и н ая с этого м ом ен та п р и р ащ ен и я Ig ^ - логарифмвремени промачивания Рис. 58. Ход просачивания воды (продвиже­ ние фронта смачивания) в слабо оподзоленной супесчаной почве {}) и распределение влаги по окончании опыта (2); полное впитывание (5) (по данным Долгова). глуби ны п р ом ач и ван и я дел аю тся пропорциональны м и лога­ р и ф м у в р е м е н и , т. е. с к о р о с т ь п р о г р е с с и в н о п а д а е т . И з эт и х д ан н ы х ви дн о, что п о д в е щ е н н а я в л а г а при н а л и ч и и по д п р о м о ч е н н ы м с л о е м с у х о г о слоя н а х о д и т с я в к в а з и р а в н о в е с н о м с о с т о я н и и , со­ хр ан яя все ж е п одви ж н ость , хотя и ни чтож ную . П оэтом у счи­ тать эт у в л агу н еп одв и ж н ой м ож н о лиш ь условно. Д л я то го ч тобы н а г л я д н о п о к а за т ь , что н а и м ен ь щ ая в л агое м к о с т Ь " Д а н н о х о - с -л о я ,п д ч в ы п р е д с т а в л я е т с о б о й н е к о т о р у ю п р е ­ д е л ь н у ю в е л и ч и н у в л а ж н о с т и ^ г ф и в е д е н р'ис. 5 9 , н а к о т о р о м , п о дан н ы м И в ан ов а (1 9 3 0 ), п р ед став л ен о р а сп р ед ел ен и е в л а ж н о ­ сти в л у го в о й п оч в е п р и п о л и в е р а зн ы м и к о л и ч еств а м и воды . И з э т о г о р и с у н к а в и д н о , ч т о в с л о е О— 1 5 с м в с е т р и н о р м ы п о л и в а 220 500, 1000 и 2 000 м ^ га со зд а л и о д н у и ту ж е в л аж н ость . В сл ое 0 — 50 см о д и н а к о в а я в л а ж н о с т ь п о л у ч и л а сь о т в то р о й и т р еть ей норм пол ива. Т аким о б р а зо м , увел и ч ен и е норм ы пол ива не в л е­ ч ет з а с о б о й у в ел и ч ен и я с о д е р ж а н и я в л а ги в п р о м о ч ен н о й т о л щ е св ер х оп р едел ен н ого п р ед ел а , которы й и явл яется наи м еньш ей в л агоем к ость ю д а н н о й почвы . О д н а к о д л я того, ч тобы д о в ест и в л аж н ость того или иного слоя д о этого п р едел а, н еобход и м а Рис. 59. Распределение воды в почве после поливов разными количествами воды (по данным Иванова). / — до п о ли ва, 2 — поли в 500 м ’/г а , 5 — полив 1000 м ^ г а , — полив 2000 м’/га. н ек отор ая м и н и м ал ьн ая н ор м а пол и ва, величин а к отор ой за в и ­ сит от глуби н ы за л ега н и я д а н н о го сл оя и от и сх о д н о й в л а ж н о ­ сти эт о го сл о я и в сей вы ш е л е ж а щ е й то л щ и почвы . Д а л ь н е й ш ее увел ич ен ие норм ы пол ива, н е . повы ш ая п р едел ьн ой в л аж н ости д а н н о г о с л о я , л и ш ь у в е л и ч и в а е т г л у б и н у п р о м а ч и в а н и я , что и в и д н о н а р и с. 59. Д л я л у го в о й почвы , к к о т ор ой от н оси т ся эт о т р и сун ок , в е л и ­ чина наим еньш ей влагоем кости равн а прим ерно 22— 23% . С р е д н я я в л а ж н о с т ь в е р х н е г о 5 0 -с м с л о я о к а з а л а с ь р а в н о й (в % ): Д о полива . . ...........................12,0 После полива при норме: 500 м з /г а .................................20,1 1000 м з /г а .................................23,3 2000 мз/га . . . . . . . 23,1 221 П ол и вн ая н ор м а в 500 м ^ га ок а за л а сь ещ е н едостаточн ой д л я т о г о , ч тобы в есь 5 0 -с м сл о й д о в е с т и д о в ел и ч и н ы н а и м е н ь ­ ш е й в л а г о е м к о с т и . Н о р м ы ж е в 1 0 0 0 и 2 0 0 0 м ^ /г а с о з д а л и с о в е р ­ ш ен н о о д и н а к о в у ю в л а ж н о с т ь ; э т о и с в и д ет е л ь с т в у е т о том , что она я вл яется п р едел ьн ой . С п ец и ал ьн ая эк сп ер и м ен тал ьн ая р абота на эт у т ем у бы ла в ы п о л н ен а К о л ь м а н о м (C o lm a n , 1 9 4 4 ). О н о т м е ч а е т , ч то п р и инф ильтрации в сухую суглин истую почву вл аж н ость, соотв ет­ ст в у ю щ а я Н В , п о я в л я ет ся в п о в е р х н о ст н о м с л о е п е р а н ь ш е, ч ем поч вен н ая т ол щ а б у д ет п р ом оч ен а на 3 0 — 75 см . А на гл уби н е 7 5 см в л а ж н о ст ь , со о тв ет ст в у ю щ а я Н В , п о я в л я ет ся ли ш ь п о сл е т ого, к а к г л у б и н а п р о м а ч и в а н и я д о ст и г н ет 9 0 — 105 см . М . В . П р ео б р а ж ен ск а я (1 9 5 3 ), р абот ав ш ая на к ар бон атн ом сугл и н и сто м ч ер н о зем е, у к а зы в а ет , что в л а ж н о ст ь , со о т в ет ст ­ вую щ ую Н В , у д а в а л о сь получить в п оверхн остн ом сл ое лиш ь п о с л е п о л и в а н е м е н е е ч ем 2 0 м м , п р и ч ем г л у б и н а п р о м а ч и в а ­ ни я д о с т и г а л а 30 см . П р и су х о ст и и т я ж е л о м гр а н у л о м ет р и ч еск о м со ст а в е почвы в л а ж н о ст ь , р ав н ая Н В , м о ж е т бы ть н е с р а зу д о ст и гн у т а д а ж е в том сл у ч а е, есл и дан н ы й сл ой почвы п о д в ер гся ск в о зн о м у п р о ­ м а ч и в а н и ю . И л л ю с т р а ц и ю э т о г о м ы н а х о д и м в р а б о т е Г . П .М а к си м ю к (1 9 6 0 ). О на и зу ч а л а п р о ц есс пром ы вки т я ж ел о сугл и н и ­ стого сол он ч ак ов ого сол о н ц а. П р ом ы в к а п р о и зв о д и л а сь пятью п о сл ед о в а тел ь н ы м и п о л и в а м и по 100 м м к а ж д ы й . О пы т в ел ся н а почвенны х п р и зм а х с бок ов ой и зол я ц и ей , б л а го д а р я ч ем у б о ­ к ов ое р а ст ек а н и е в л аги бы л о и ск л ю ч ен о. Р езу л ь т а ты опы та п о ­ л уч и л и сь сл ед ую щ и е: :Слой ) - 5 0 см, Наименьшая влагоемкость . . . . . Исходный запас до промывок . . Запас Запас Запас Запас Запас после после после после после первой промывки . . второй промывки . . третьей промывки четвертой промывки . пятой промывки . . мм 161 172 92 из Дефицит запаса в л а г и ..................... .. . Слой 50 -1 0 0 мм 48 80 135 161 163 162 160 115 158 163 172 171 в в 100 м м О— 5 0 с м 2 2 м м ( 1 3 5 — 1 1 3 ) , п р и ч е м в с л о е с о х р а н и л с я д е ф и ц и т 2 6 м м (1 6 1 — 1 3 5 ) . И з 7 8 м м , п о с т у п и в ш и х в с л о й 5 0 — 100 см , з а д е р ж а л о с ь т о л ь к о 2 3 м м (1 1 5 — 9 2 ) . И з 100 м м в с ег о 5 5 м м [ 1 0 0 — (2 2 + 2 3 )] у ш л о з а п р е д е л ы п е р в о г о м е т р о в о г о с л о я . И з в т о р о г о п о л и в а в с л о е О— 5 0 с м з а д е р ж а л о с ь 2 6 м м (1 6 1 — 1 3 5 ) , п р и ч е м з а п а с в л а г и д о с т и г в е л и ч 11н ы , с о о т в е т с т в у ю ­ щ ей Н В . В о в тор ом п о л у м ет р о в о м с л о е за д е р ж а л о с ь 4 3 мм В слое 222 ( 1 5 8 — 1 1 5 ). З а п р е д е л ы в е р х н е г о м е т р о в о г о с л о я с т е к л о 31 м м . В о втором п ол ум етр ов ом сл ое за п а с, равны й Н В , устан ови лся тольк о п осл е ч етвер той пром ы вки. Т ак ое дл и тел ь н ое насы щ ен и е, несом н ен н о, и м ел о своей причиной трещ и н оватость и м едл ен н ое н а б у х а н и е т я ж ел о й и к т о м у ж е с о л о н ц ев а т о й почвы . Т еп ер ь о б р а т и м с я к д р у г о м у в о п р о су ; в л и я ет л и к а к -н и б у д ь гл уби н а пром ач и ван и я на со д ер ж а н и е влаги в п р ом оч ен н ом с л о е в т о м с л у ч а е , е сл и э т а г л у б и н а б о л е е и л и м е н е е зн а ч и , тельна? Д л я ответа на этот в оп р ос мы и сп ол ь зуем н а б л ю д ен и я н ад р асп р едел ен и ем в л аж н ости в гл убок и х ск в аж и н ах, им ею щ и еся в р аботах р я да и сследовател ей . Т ак и е д а н н ы е со б р а н ы н ам и в т а б л . 54. К с о ж а л ен и ю , и х н е так м н ого, к ак х о т ел о сь бы , и б о л ь ш а я и х ч асть отн оси тся к о д н о й т о ч к е — В е л и к о -А н а д о л ю . К р о м е т о го , д ей ст в и т ел ь н о г л у б о к и х ск в а ж и н , гл у б и н а к отор ы х 10— 2 0 м , в сего л и ш ь д в е. О д н а к о и и м е ю щ и е с я д а н н ы е п о з в о л я ю т у с т а н о в и т ь Н ек отор ы е и н тер есн ы е ф акты . В о -п е р в ы х , п р и с о п о с т а в л е н и и д а н н ы х , о т н о с я щ и х ся к б. П о л ­ тав ск ой гу б ер н и и (ск в а ж и н а 1 ), К а м ен н о й С теп и (с к в а ж и н а 5 ), В е л и к о -А н а д о л ю (с к в а ж и н ы 2 , 3 , 4 , 6, 7, 8 ) , Н е с к у ч а н с к о м у л е с ­ н и ч еств у (с к в а ж и н а 10) и К р а с н о д а р с к о м у к р а ю (с к в а ж и н а 9 ) , в и дн о, что величины н а и м ен ь ш ей в л а го ем к о ст и в эт и х г е о г р а ­ ф и ч еск и зн ач и тел ь н о у д а л ен н ы х д р у г от д р у г а п ун к т ах весьм а бл и зк и м е ж д у со б о й . В н е к ап и л л яр н ой кайм ы , в к отор ую п о гр у ­ ж ен ы н и ж н и е ч асти н ек отор ы х ск в аж и н , эт а вели ч и н а к о л еб ­ лется ч ащ е всего в п р ед ел а х 21— 23% . Э тот ф акт — больш ое о д н о о б р а зи е величины н аи м ен ьш ей в л а го ем к о ст и л ёссо в ы х и л ё с с о в и д н ы х п о р о д ю га и ю г о -в о ст о к а Е в р о п ей ск о й ч а ст и С С С Р б у д ет н и ж е подк реплен ещ е р ядом дополн ительны х данны х. В тор ой сущ ествен н ы й ф акт, которы й у стан ав л и в ается в р езу л ь ­ тате ан ал и за данны х табл. 54, зак л ю ч ается в том , что ск о л ь к о -н и б у д ь за м е т н о г о в л и я н и я г л у б и н ы п р о м а ч и в а н и я н а вел и ч и н у н аи м ен ьш ей в л агоем к ости о б н а р у ж и т ь н ел ьзя . В ск в аж и н е 2 В ы соц к ого глуби н ой 27 м, д о х о д я щ ей д о воды , в с к в а ж и н е 5 А д а м о в а г л у б и н о й 5 ,5 м , т о ж е п о ч т и д о х о д я щ е й д о в о д ы , и , н а к о н е ц , в с к в а ж и н е 10 Н е с к у ч а н с к о г о о п ы т н о го л е с ­ н и ч ест в а , у п и р а ю щ е й с я в с у х о й (« м е р т в ы й » ) г о р и зо н т , в к о т о ­ рой п одвеш ен н ая вл ага за в ед о м о не см ы кается с капиллярной к ай м ой , о б н а р у ж и в а ю т ся одн и и те ж е величины в л аж н о ст и , рав н ы е 2 1 — 22% (в н е п р е д е л о в к а п и л л я р н о й к а й м ы в с к в а ж и ­ н ах 2 и 5 ). И з эти х ф актов мы вправе сдел ать два вы вода. 1. М ощ н ость п р ом оч ен н ой д о величины н аи м ен ьш ей в л а го ­ е м к о с т и п о ч в е н н о -г р у н т о в о й т о л щ и в п л о ть д о 2 0 — 2 5 м н и к а ­ к о г о в л и я н и я н а к о л и ч ес т в о у д е р ж и в а е м о й в о д ы , т. е. н а в е л и ­ чину н аи м ен ьш ей в л агоем к ости , н е ок азы в ает. 223 Распределение влажности в глубоких Скв. 1 С кв. 2 Скв. 3 Скв. 5 Скв. 4 «S иО 2 О И) И емаасе I S« \0 “е-ло. О СО 71 142 213 284 355 427 498 569 2 6 .7 27.0 2 3 .9 2 9 .0 2 9 .2 2 6 .0 2 2 .7 2 0 .2 100 200 300 400 500 600 700 800 640 711 782 853 924 1095 1166 1238 1309 1380 1451 1522 1593 2 2 .4 2 2 ,6 2 7 .0 2 3 .9 2 3 .9 2 4 .7 2 5 .0 2 5 ,6 2 4 .5 2 5 ,4 2 5 .6 2 6 .7 2 5 .0 900 1000 1100 1200 1300 1400 15-00 1600 1700 1800 1900 2000 2100 2200 2300 2400 2500 2600 2700 19.7 2 1 .7 21,1 20^5 2 0 .7 21.8 24.1 а ««я \о ^■2 ! О 100 200 300 3 6 ,6 2 3 .0 2 3 ,3 24.1 So® ^ о -I . tZ о t: о 100 200 300 400 500 C « Xdsf 17.4 27,6 22-, 2 2 4 .5 2 3 ,0 23,9 10 100 200 300 400 500 550 Близко 19.6 2 4 ,8 2 1 .7 2 1 ,5 2 4 ,4 24 .7 24 ,3 вода 2 0 ,0 2 1 ,0 2 2 ,0 24.1 2 3 .2 21,1 2 1 .7 20.8 2 1 .4 2 1 ,8 24,8 2 4 .7 2 3 .5 2 4 ,4 2 5 .0 2 3 .8 25.1 19,0 .28,0 (вода) П р и м е ч а н и е . Скв. 1 (Измаильский, 1894). Полтавская губ. Колодец около метеостанции № 6, февраль 1893 г. Скв. 3 (Высоцкий, 1902). Велико(Высоцкий, 1902). Велико-Анадоль. Лощина, заросшая пыреем. Апрель, 1899 г. Скв. 6 (Высоцкий, 1902). Велико-Анадоль. Полезашитная полоса № 3 шести к югу от массива. Водораздел. Пашня. Август 1947 г. Скв. 8 (Лабунский, 1923). Опытное поле Кубанского с.-х. ин-та. Залежь. Июль 1923 г. Скв. 10. Июнь 1948 г. 224 Таблица 54 скважинах со сквозным промачиванием С к в. 6 C kb. 7 С кв^ os № S н 5СП оS (Q « « аз : J S СП 'g . s . S'S о § 0 100 200 300 400 500 600 s ea m « ° ------ is a В «3 И S \0 О ш к о л о д ц е н а S'S 3 4 ,7 2 1 ,0 2 0 ,9 22 ,3 2 3 ,7 2 2 ,7 б л и з л е ж а щ 7 ев =Г СО «3 >^04 =; v > CQ о 0 100 ■ 200 300 400 500 20,0 22,5 2 2 ,3 2 3 ,7 2 4 ,5 2 1 ,2 18,3 •------ 9 С кв* е м Е о д а щ g |s| к со КО о оа и ч S3 и .5 0 100 200 300 400 500 600 700 ' 2 5 ,0 23 ,6 2 1 ,3 2 3 ,9 22 ,6 2 0 ,6 22,1 2 1 ,2 800 2 2 ,4 10 аS- S l | £f S С кв. С5 H 0! S s 8 ill 5 к 0035 оS са « • а rJ я ео \0 S 15 s i I g° lX се иО о 250 350 450 2 1 ,3 22 ,8 2 1 ,0 ----- - — — _ _ -----, ------ 2 0 ,2 2 2 ,2 2 0 ,7 2 2 ,6 2 1 ,3 11,5 0 100 200 300 400 500 — — ------ м — — ------ - ------ ------- ------ ------ ' ------ ' ------ . — ------ — - — - -----■ — . ------ . — — — ------ ------ ___ .— . — ------ — • — ;------ — — . , — — : ------ ■ ■ ------ ------ .— в воронке. Выкопан в 1893 г. Скв. 2 (Высоцкий, 1902). Велйко-Анадоль. КолоДёЦ Днадоль. Влажность под опушечным насаждением. Апрель 1893 г .. Скв. 4 Скв. 5 (Адамов, 1904, стр. 709). Каменная степь. Черный пар, июнь, 1901 г. летнего возраста. Апрель, 1899 г. Скв. 7 (Афанасьева). Велико-Анадоль. 4 км 1948). Велико-Анадоль. Вдоль трещины, поглотившей ливень. Скв. 9 (Тюремнов; Нескучанское лесничество (Красный Тростянец) Сумской обл. Черный пар. 15 З ак аз № 405 225 j i / / . I ; ’ 2. С о д е р ж а н и е п о д в е ш е н н о й в о д ы в п р о м о ч е н н о й т о л щ е н е зав и си т о т того, и м еет м ест о или н ет см ы к ан и е эт ой воды с прдп ертой в л агой к ап и л л яр н ой кайм ы гр унтовы х вод. П оследн и й вы вод п одтв ер ж дается так ж е набл ю ден и ям и Л е ­ б е д е в а н а д р а с п р е д е л е н и е м в о д ы в 3 -м е т р о в о й н а с ы п н о й к о л о н н е л ёсса , п р ом оч ен н ой н аск в озь, о которы х мы п о д р о б н о говорили в ы ш е (см . т а б л . 2 0 ) . В э т о й к о л о н н е , н а ч и н а я с в ы соты 180 см и вы ш е, у с т а н о в и л а с ь п о с т о я н н а я в л а ж н о с т ь , р а в н а я 2 2 — 2 3 % . П одп и р аю щ ее дей стви е воды распр остранил ось лиш ь на н и ж ­ н и й 1 8 0 -с а н т и м е т р о в ы й о т р е зо к . Т еперь н уж н о р ассм отр еть воп р ос о том , насколько прочно, н аск ол ьк о дл и тел ьн о у д ер ж и в а ется в л ага в сугли н и сты х и гли­ н и сты х п о ч в а х при в л а ж н о ст и , р ав н ой Н В . И н ы м и сл о в а м и , я в л я е т с я л и Н В « и с т и н н о й к о н с т а н т о й » (ч т о н е и с к л ю ч а е т е е п р о ст р а н ств ен н о го в а р ь и р о в а н и я ) и л и нет? В п есч а н ы х п оч в ах, где Н В соответствует сты ковая вл ага, вл аж н ость, н есом ненн о, п остоя н н а в сл ед ств и е р а зо б щ ен н о ст и сты ковы х ск оп л ен и й . Ч т о ж е к а с а е т с я су г л и н и с т ы х и г л и н и ст ы х п оч в , т о вы ш е, зн а к о м я сь с я в л ен и я м и в о зн и к н о в ен и я в н и х п о д в еш ен н о й в л аги , мы неск ол ьк о р а з н азы в ал и эт у в л а гу «к в ази р ав н о в есн ой », тем са м ы м к а к бы у ж е п р е д р е ш а я в о п р о с о т о м , ч то р а в н о в ес и е зд есь м о ж ет бы ть лиш ь в р ем ен н ое, к а ж у щ ееся . Е сл и э т о . так, т о . к ак ова ж е та в л аж н ость , при котор ой н аступ ает истин ное равн овеси е? И ли, ин аче, д о как ой в л аж н ости м о ж ет п р о и сх о ­ ди ть гр ав и тац и он н ое стек ан и е влаги ? Н азы в ая в л аж н ость, устан ов и в ш ую ся в рассм отр ен н ы х сл у ­ ч а я х , « к в а зи р а в н о в есн о й » , мы и сх о д и л и и з то го , что в у сл о в и я х , к огда п о д пр ом оч ен ны м сл оем остает ся су х о й сл ой , р ав н ов еси я б ы т ь н е м о ж е т . С у х ;о с т ь п о д с т и л а ю щ е г о с л о я я в л я е т с я п р и ч и н о й н е и зб еж н о г о , хо тя ; бы и оч ен ь м ед л ен н о г о н и сх о д я щ е г о п е р е ­ д в и ж е н и я в л а ги , к о т о р о е (е сл и и ск л ю ч и ть в л и я н и е гравита­ ц и он н ого п ол я) м о ж ет п р ек рати ться тол ьк о п осл е того, как р азн ость во в л а ж н о с т я х и сч еза ет . В п р и р о д е оч ен ь ч а сто н а б л ю д а е т с я и м ен н о н е ск в о зн о е п р ом ач и в ан и е, в си л у ч его п од в еш ен н ая в л ага и я вл яется лиш ь к вази р авн овесн ой . А как б у д ет вести с еб я п од в еш ен н ая в л ага в том сл уч ае, есл и п о д п р о м о ч е н н ы м с л о е м н е т с у х о г о г о р и з о н т а , т. е. е с л и в л а г а , п р о м о ч и в ш а я в е р х н и й с л о й п о ч в е н н о -г р у н т о в о й т о л щ и , с о м ­ к н ет ся н а к а к о й -т о г л у б и н е с в л а г о й . капилляф кю кайм ы ? И м е е т с я в в и д у , к о н еч н о , случай ^ б о л е е и л и м е н е е г л у б й г о т о з а ­ леган и я грунтовы х вод, к огда верхн я я гр ан и ц а К К отстои т от дн евн ой п овер хн ости по м еньш ей м ере, на н еск ольк о м етров. ' Т а к о й с л у ч а й в ,п р и р о д е н е р е д о к ; й а п р и м е р , н о т у с к у л ы р а з ­ л и ч н ого п р о и с х о ж д е н и я в степ н о й зо н е, г д е и м еет м ест о ск в озц ое пром ач и ван и е д о трун товы х в о д , за л ега ю щ и х н а гл уби н е 1 0 --1 5 м и бол ее. Н о п р осл еди ть в прир одны х усл ов и я х за п о­ в еден и ем п одв еш ен н ой в л аги и н ай ти п р ед ел е е стек ан и я н ев оз- 226 м о ж н о, так как в р а сх о д е влаги при н и м ает уч асти е р асти тел ь­ ность. Д л я и ск л ю ч ен и я ее вли яни я п ов ер х н о сть почвы д о л ж н а п о д д ер ж и в а т ь ся в состоя н и и ч и стого п а р а . Т ак ой опы т бы л п р о ­ веден Э дл еф сен ом и Б одм ан ом (E d le fs e n a n d B o d m a n , 1 9 4 1 ). П л о щ а д к а 4 ,9 X 4 ,9 м н а п ы л е в а т о м с у г л и н к е б ы л а п р о м о ч е н а д о зер к а л а гр унтовы х вод. З а вр ем я опы та он о не п одн и м ал ось к д н е в н о й п о в е р х н о с т и б л и ж е , ч е м н а 6 ,7 м . С в е р х у п л о щ а д к а бы ла тщ ател ьн о зак р ы та и от и сп ар ен и я и от осадк ов . П р о ­ стр ан ств о в ок р уг п л ощ адк и п о д д ер ж и в а л о сь в состоя н и и чистого п а р а . Н а б л ю д ен и я н а д и зм ен ен и ем в л а ж н о ст и почвы п о д п л о ­ щ адкой вели сь в теч ен и е 842 дн ей в центральном квадрате 2 ,4 X 2 ,4 м . Р езу л ь т а т ы опы та п р ед ст а в л ен ы в т а б л . 55 и на ри с. 60. Таблица 55 Изменения запасов влаги в трехфутовых слоях легкого суглинка в опыте Эдлефсена и Бодмана (мм водного слоя) Год М есяц и число X X X X' XI Число дней от начала опыта Слой, см 0 -9 1 ,5 91 ,5 -1 8 3 183-274,5 0 3 14 28 58 491 311 286 278 255 492 329 296 284 261 483 379 334 317 301 1466 1019 916 879 817 0-2 7 4 ,5 1934 3 6 17 31 30 1935 30 I 8 V 31 VIII 119 217 332 255 250 192 262 267 222 286 280 249 803 797 663 1936 15 V 590 195 239 245 679 1937 22 I 842 ■ 189 207 236 632 С ам и авторы отм еч аю т, что в о б щ ем н а б л ю д а л о сь у м ен ь ш е­ ние вл аж н ости на всех гл уби н ах на протяж ени и всех 842 дней. Н о он о ш ло н ер ав н ом ер н о и и н огда см ен я л ось д а ж е увел и ч ен и ем в л а ж н о ст и , что ав торы скл он ны св я за т ь с и зм ен ен и ем величины и н ап р ав л ен и я тем п ер атур н ого гр ади ен та. М ы со св оей стороны п одч ер к н ем , что в то в р ем я как в теч ен и е первы х 58 д н ей опы та в л аж н ость во в сех тр ех сл о я х п р огр есси в н о сн и ж а л а сь , на п р о ­ т я ж ен и и с л е д у ю щ и х 159 д н е й (5 8 — 2 1 7 ) о н а о с т а в а л а с ь о д и ­ н а к о в о й и с о в е р ш е н н о п о с т о я н н о й в первом и вто­ р о м с л о я х ( 2 5 0 — 2 5 5 м м и 2 6 1 :— 2 6 7 м м ) ; и п о ч т и п о с т о я н н о й в т р еть ем с л о е (3 0 1 — 2 8 0 м м ). З а с л ед у ю щ и е 115 д н е й (2 1 7 — 3 3 2 ) н а б л ю д а л о с ь зн а ч и т е л ь н о е у м е н ь ш е н и е з а п а с а — н а 134 м м во в сех т р ех с л о я х (7 9 7 — 6 63 м м ), п о сл е ч его н а п р о т я ж ен и и 15* 227 более ч ем . 500 дней (3 3 2 --8 4 2 ) з а п а с в л а ги не и з м е ­ н я л ся . 11! М ы склонны счи тать, ч то почти п ол н а я н еи зм ен н о ст ь за п а с а в л а ги , н а б л ю д а в ш а я с я с 5 8 -г о по 2 1 7 -й д ен ь , с в и д ет е л ь с т в у е т о том , что к н а ч а л у эт о го п ер и о д а вся гр а в и т а ц и о н н а я в л ага, стек л а и у ста н о в и л а сь р ав н ов есн ая в л аж н ость . В п ол ь зу этого гов ор и т и са м а величин а за п а са : ок ол о 800 мм на тол щ у в 2 7 4 ,5 с м , ч т о с о о т в е т с т в у е т 2 9 2 м м н а м е т р о в ы й с л о й — в е л и ­ ч и н а оч ен ь х а р а к т ер н а я д л я Н В п ы л ев а то го су гл и н к а . С к а за н - 60 ЮО 300 Дни от начала опыта 700 900 Рис.- 60. Изменение запаса влаги в процессе гравитационного стека­ ния при исключенном испарении (по данным Эдлефсена и Бодм ана). 1 — слой 0—90 см, 2 — 90—180 см , 3 — 180—270 см. н о е д а е т п р ав о у т в ер ж д а т ь , что су щ ест в у ет « и с т и н н а я н а и ­ м е н ь ш а я в л а г о е м к о с т ь » , к о т о р а я я в л я е т с я в п о л н е р а в н о в е с н о й в л а ж н о с т ь ю и которая харак те­ р и зу е т в о д о у д е р ж и в а ю щ у ю с п о с о б н о с т ь почвы . Д а л ь н ей ш ее и зм ен ен и е в л а ж н о ст и почвы в опы те Э д л еф сен а и Б о д м а н а , в о -п е р в ы х , м о ж е т бы т ь о б ъ я с н е н о , к а к э т о и д е ­ л аю т, сам и авторы , и зм ен ен и ям и в н ап р авл ен и и и величин е т ем ­ п е р а т у р н о г о г р а д и е н т а , а в о -в т о р ы х , ч то н а м п р е д с т а в л я е т с я им ею щ и м г о р а зд о бол ь ш ее зн ач ен и е, о т сосом вл аги в бок овом н ап равл ен и и б о л ее сухи м и уч астк ам и поч венной толщ и . О тм е­ ти !^ , ч т о п о с л е 3 3 2 - г о д н я у с т а н а в л и в а е т с я н о в о е р а в н о в е с и е , к о ­ тор ое, в озм о ж н о , соотв етств ует величин е В Р К . Д р у г о й опы т бы л п р о и зв ед ен н ам и на поч ве бол ь ш ой пади ны в. с е в е р о - з а п а д н о й ч а с т и П р и к а с п и й с к о й н и з м е н н о с т и . П о в е р х ­ н ость почвы в т еч ен и е н еск ол ь к и х л ет п о д д е р ж и в а л а с ь в с о ­ с т о я н и и ч и с т о г о п а р а . Э т а п а д и н а в 1 9 5 2 и 1 9 5 3 гг. в е с н о й з а ­ т а п л и в а л а сь тал ы м и в о д а м и , что о б есп еч и в а л о ск в о зн о е п р ом а- 228 чивание до грунтовы х вод. В р езул ь тате уровень последних п одн я л ся с 700 д о 380 см . М ощ н ость к ап и л л яр н ой кайм ы в этой почве, р азв и т ой на т я ж ел о м о д н о р о д н о м л ёссо в и д н о м сугли н к е, с о ст а в л я л а 3 1 0 см . В д а л ь н ей ш е м , в т еч ен и е т р е х л ет, д о весн ы 1 9 5 6 г. п а д и н а н е з а т а п л и в а л а с ь . У р о в ен ь гр ун тов ы х в о д в с л ед с т в и е и х о т то к а н а ч и н а я с весн ы 1 9 5 3 г. п о с т е п е н н о п а д а л и к о с е н и 1 9 5 5 г, п о н и з и л с я д о г л у ­ бины 600 см . В м ест е с у р ов н ем гр ун товы х в о д о п у ск а л а сь и К К , J953 1954 1955 1956 г 22 - SS IIII Ifi VIIIIXXII IIIw viiixiifiinfifiiix inivHix ‘ 1953 1954 1955 1956 III VVUIXXI I 111VIVlllXII IVVVIIIXI III VIIIX II I II I I I I I III I I II II Рис. 61. Темно-цветная почва большой падины. Изменение запаса влаги в полуметровых слоях под чистым паром в процессе гравитационного стекания и изменение глубины грунтовых вод. а — с л о й 0—50 с м , б — 50— 100 с м , в — 100— 150 с м , г — 150—200 с м , д — 200—250 см , е — глуби н а грунтовы х вод. а в е р х н и е с л о и п о ч в е н н о -г р у н т о в о й т о л щ и п о с т е п е н н о в ы х о д и л и и з К К и ок азы в ал и сь в н адк ап и л л я р н ой зо н е п одвеш ен н ой влаги . Н а р и с . 61 а — д и з о б р а ж е н о и з м е н е н и е з а п а с о в в л а г и в п о л у ­ м е т р о в ы х с л о я х т о л щ и , а н а р и с . 61 е — и з м е н е н и е г л у б и н ы ур ов н я гр ун товы х в о д . М ы ви ди м , что по м ер е отступ ан и я вни з з е р к а л а г р у н т о в ы х в о д з а п а с в л а г и в к а ж д о м с л о е (и ск л ю ч а я сам ы й верхний, на за п а с к отор ого бол ьш ое вли яни е ок азы вает вы п адени е осадк ов ) сн ач ал а п р огр есси вн о ум ен ьш ается, а з а ­ т ем н а ч и н а я с нетсоторого м о м е н т а д е л а е т с я п о с т о я н н ы м , л и ш ь н е с к о л ь к о к о л e б л я e ь _ o .к o J ю ^ e д н e й _ в м J [ ч ^ ^ 1 9 5 6 г. 229 / и м е л о м е с т о н о в о е п р о м а ч и в а н и е п о ч в е н н о -г р у н т о в о й т о л щ и . П ер и оды , в теч ен и е которы х зап асы влаги лиш ь к ол ебал и сь ок о л о с р ед н ей величины , на р и су н к е огр ан и ч ен ы к в адр атн ы м и скобкам и. Т от ф акт, что, н есм отр я на п р одол ж аю щ ееся отступан ие уровн я гр унтовы х в од, за п а с вл аги в у к азан н ы х сл о я х у ста н а в ­ л и в а л ся на некотором ; п остоя н н ом у р о в н е и д а л е е п р о гр есси в н о у ж е б о л ь ш е н е у м е н ь ш а л с я , п о зв о л я е т у т в е р ж д а т ь , что в эт о м опы те бы л о дости гн уто п р ёк р ащ ен и е гр ави тац и он н ого стек ан и я и п ол уч ен о р а в н о в есн о е состоя н и е п одв еш ен н ой влаги в у с л о ­ виях подстилан ия содер ж ащ его ее слоя капиллярной кайм ой гр ун товы х вод. Р а в н о в есн о е со ст оя н и е со х р а н я л о сь в теч ен и е ,2 2 — 2 6 м еся ц ев (д л я р а зн ы х с л о е в ). Р а в н о в е сн о ст ь эт о й в л а ги Iп о д т в е р ж д а е т с я е щ е и т е м , ч т о в р а з н ы х с л о я х е е з а п а с о д и i наков: ; Слой, с м .............................. .... Средний запас, мм . . . . 50— 100 148 150—200 147 200—250 146 Э та ж е величин а, х а р а к т ер и зу ю щ а я Н В , бы ла п о д т в ер ж д ен а сотн ям и и ты сячам и в есен н и х о п р ед ел ен и й в л а ж н о ст и на п р о ­ т я ж е н и и б о л е е ч ем 10 л е т н а б л ю д е н и й н а с т а ц и о н а р е , п о ч в е н ­ ны й п ок р ов к о т о р о го р а зв и т н а оч ен ь о д н о р о д н о й т о л щ е т я ж е ­ л ы х л ё с с о в и д н ы х су гл и н к о в . В с л о е 100— 150 см з а п а с в л а ги и н ой (1 3 4 м м ) в си л у т о го , ч то он я в л я е т ся и л л ю в и а л ь н о -к а р б о ­ натны м и о б л а д а е т иной стр ук турой . Т р ети й дл и тел ьн ы й опы т по у д ер ж а н и ю п одв еш ен н ой вл аги в п о ч в е б ы л п о с т а в л е н т а м ж е М . М . А б р а м о в о й ' на_ с в е т л о к аш тан ов ой почве. П р и зм а почвы сеч ен и ем 2 X 2 м и 2 м вы со­ то й бы л а и зо л и р о в а н а с бок ов л и ста м и п ер га м и н а , п о сл е ч его к а н а в а в о к р у г п р и зм ы т щ а т ел ь н о за сы п а н а и за т р а м б о в а н а . П р и з м а с п о в е р х н о с т и б ы л а у в л а ж н е н а 0 ,1 JV р а с т в о р о м х л о р и ­ стого кальци я с таки м р асч етом , чтобы п ол н остью пром очить всю п р и зм у на гл у б и н у 2 м. П р ом оч ен н ая тол щ а при этом с о м ­ к н у л а сь с к ап и л л я р н о й к ай м ой , к отор ая н а х о д и л а сь в четвер ' том ^ м етр овом сл ое. П о в ер х н о ст ь п р и зм ы бы л а зак р ы та н еёк ол ьким и л и ста м и п ер га м и н а , кр ая к отор ы х бы ли пр и к л еен ы б и т у ­ м ом к кр аям л и стов бок ов ой изол яци и. О п ы т д л и л с я 8 5 7 д н е й — с о 2 н ю н я 1 9 5 6 г. д о 7 с е н т я б р я 1 9 5 8 г. В т е ч е н и е э т о г о в р е м е н и з а п а с в л а г и и с о д е р ж а н и е х л о р а о п р е д е л я л и с ь п о 1 0 -с м с л о я м с 5 -к р а т н о й п о в т о р н о с т ь ю девя ть р а з — по три р а за в к аж ды й вегетац и он н ы й п ер и од. Р е ­ зультаты оп р едел ен и й по п ол ум етровы м сл оя м п р едставл ен ы в т а б л . 56. Р а ссм о т р и м сн а ч а л а и зм ен ен и я за п а са влаги . О тк и ­ нув п ер в ое о п р ед ел ен и е в л а ж н о сти , и м ев ш ее м есто ч ер ез д в е ‘ Автор приносит глубокую благодарность М. ,М. Абрамовой за разреше­ ние воспользоваться этими еще не опубликованными данными. 230 ’ Таблица 56 ' Определение запаса влаги и запаса иона хлора в призме светло-каштановой почвы, закрытой от испарения (Опыт М. М. Абрамовой) сроки определения Слой почвы, см 1958 1957 1956 16 V I* 16 V II 17 X 0—50 50— 100 100— 150 1 5 0 -2 0 0 0—200 157 138 136 148 579 148 132 129 138 547 152 135 128 136 551 0 -5 0 50— 100 100— 150 150—200 0—200 495 436 410 422 1763 460 414 379 375 1628 419 403 371 350 1543 28 IV 11 V II- 15 X 17 IV 23 V II 7 Х 139 122 123 131 515 144 131 130 138 543 137 125 126 134 522 333 343 318 285 1279 155 344 372 363 1234 146 321 330 322 1119 Запас влаги, мм 158 138 129 141 566 140 130 125 135 530 144 128 ' 124 132 528 Запас иона С1', г/м^ ‘ Через 14 дней после залива. 359 390 353 350 1452 411 387 358 358 1514 332 346 384 316 1328 . н ед ел и п о сл е за л и в а п р и зм ы , к ак о т н о ся щ ееся , в ер оя т н о, ещ е к н еравн овесн ом у состояни ю , мы видим , что за 813 дней с 1 6 / V I I 1 9 5 6 г. п о 7 / Х 1 9 5 8 г. з а п а с в л а г и в д в у х м е т р о в о й , тол щ е ум ен ьш и л ся в сего лищ ь на 25 м м . О дн ак о это ум ен ьщ е- / ние не бы л о п р огр есси вн ы м и см ен я л ось п ер и оди ч еск и м и новы - / щ е н и я м и з а п а с а , п р и ч е м в и ю л е 1 9 5 8 г. з а п а с в л а г и ( 5 4 3 й м ) п оч ти с р а в н я л ся с и с х о д н ы м (5 4 7 м м ). М о ж н о д у м а т ь , ч то э т а ц и ф ра и х а р а к тер и зу ет за п а с, соответствую щ и й Н В . Т аким о б ­ р а з о м , м ы м о ж е м с ч и т а т ь , ч т о у ж е в и ю л е 1 9 5 6 г. в п о ч в е н н о ­ грунтовой толщ е устан овилось равн овесн ое расп р едел ен и е в л а г и , к о т о р о е в д а л ь н е й ш е м к о л е б а л о с ь в п р е д е л а х 5 — 6 ®/о м а к си м а л ь н о й величины . П ри чи ны эт и х к о л еб а н и й с л ед у е т , в е ­ р оя тн о, и ск ать в и зм ен ен и я х величины и н а п р а в л ен и я т ем п ер а ­ турн ого гр ади ен та от хол одн ого пери ода к теп л ом у и обратн о. З а в р ем я опы та т а к и х см ен бы л о ч еты ре. И зм ен ен и я н а п р а в л е ­ ния и величины т ем п ер а т у р н ы х гр а д и ен т о в п р и в о д и л и в д ей ст в и е тер м ок ап и л л я р н ы й и п ар оп ер егон н ы й м ехан и зм ы п ер ед в и ж ен и я влаги , которы е р аботал и в одн ом нап равлени и. К сож ал ен и ю , о т с у т с т в и е зи м н и х н а б л в д е н и й н е п о з в о л я е т п о л н о с т ь ю О ценить а м п л и т у д у и зм ен ен и й за п а са влаги . О бр ати м ся теп ер ь к дан н ы м о за п а с е и он а х л о р а , п р и в ед ен ­ н ы м в, т а б л . 5 6 . И з м е н е н и я э т о г о з а п а с а и м е л и с о в е р ш е н н о и н о й 231: 1 хар ак тер . С сам ого н ач ал а и д о к он ца опы та за п а с п р огр есси вн о у м ен ьш ал ся во в сей п р и зм е с н ебол ьш и м и отступ л ен и я м и от этой общ ей тен ден ц и и в отдел ьн ы х п ол ум етр овы х сл оя х в тр ех с л у ч а я х . О б щ е е у м ен ь ш ен и е з а п а с а б ы л о оч ен ь зн ач и тел ьн ы м : с 1 7 6 3 д о 1 1 1 9 г/м ^ , т . е . б о л е е ч е м н а 7 з- П р и н и м а я в о в н и м а ­ н и е , ч т о и о н х л о р а м о г п е р е д в и г а т ь с я т о л ь к о с п о ч в е н н ы м |э а с т в о р о м , н у ж н о з а к л ю ч и т ь , ч т о з а в р е м я о п ы т а '/з п е р в о н а ч а л ь ­ н о г о з а п а с а ж и д к о й в л а ги у ш л а и з п р и зм ы , о ч ев и д н о , в н и з. О д н ак о, как мы в и дел и , за п а с вл аги в п р и зм е почти не и зм е ­ ни лся. С л ед ов ат ел ь н о, отток ж и д к о й в л аги к ом п ен си р ов ал ся притоком п а р о о б р а зн о й , пр ич ем кол и ч ествен н о ком пенсация бы ла полной. П отер и и он а х л ор а за теп лы е пери оды год а в нескольк о р аз п р евы ш али п отер и за хол о д н ы е п ол угоди я: Убыль запаса, г/м* Запас иона хлора, Дата 16 16 17 28 11 15 17 23 7 VI VII X IV VII X IV VII X г/м2 1956 1956 1956 1957 1957 1967 1958 1958 1958 1763 1628 1543 1514 1452 1328 1279 1234 1119 за весь период 135 85 29 62 124 49 45 115 средняя• ,за сутки 4 ,5 0 0 ,9 2 0 ,1 5 0 ,8 4 1,29 0 ,2 7 0 ,4 7 1,53 Время года Теплое Теплое Холодное Теплое Теплое Холодное Теплое Теплое Э то п озв ол я ет с бол ьш ей д о л ей ув ер ен н ости говорить о том , что с т е к а н и е ж и д к о й в л аги , с о п р о в о ж д а в ш е е с я потерей иона х л о р а , п р о и сх о д и л о п о д вл и ян и ем т ем п ер атур н ы х гр ади ен тов , в ы зы в ав ш и х к д ей ст в и ю т ер м о к а п и л л я р н ы й и п а р о п ер его н н ы й м ех а н и зм ы п е р е д в и ж е н и я в л аги . В д н ев н ы е ч асы , к о г д а т ем п е ­ ратурны й гр ади ен т п ол ож и тел ен кверху, п р ои сходи т н и сходящ ее тер м ок ап и л л я р н ое п е р е д в и я ^ и е -ж и д к о й влаги , а т а к ж е п ер е­ г о н к а п а р о о б р а з н о й в '-г о м " '} т е н а п р а в л е н и и , п р о т и в г р а д и е н т а ,к о т о р о е вы н оси т ион х л о р а . Н оч ь ю , к о г д а тем п ер а ту р н ы й г р а ­ д и е н т п о л о ж и т е л е н к н и зу , п р о и с х о д и т — о п я т ь -т а к и п р о т и в г р а ­ ди ен та — в о сх о д я щ ее п ер ед в и ж ен и е п а р о о б р а зн о й влаги . В о с х о ­ д я щ е е ж е п ер ед в и ж ен и е ж и д к о й вл аги , к о т о р о е м о гл о бы и м еть м есто п о д вли ян и ем тер м ок ап и л л я р н ого м ех а н и зм а и р азн ости в са сы в а ю щ и х д а в л ен и й , с о зд а ю щ е й с я з а д н ев н ы е ч асы , н е в о з ­ н и к ает в сл ед ств и е п р о ти в о д ей ств и я силы т я ж ест и . О д н а к о к о м ­ п ен сац и я дн ев н ого стек ан и я ж и д к о й влаги ночной п ерегон к ой п а р о о б р а зн о й влаги п ол уч ается п ол ная. П р е д с т а в л я е т с я в о зм о ж н ы м П р и бли зи тел ьн о о п р е д е л и т ь с к о ­ р ость ц и р к ул я ц и и влаги . И з и сх о д н о го за п а с а и он а х л о р а ’ за 232 в с е в р е м я о п ы т а п о т е р я н о 6 4 4 г /м ^ , и л и 3 7 % и с х о д н о г о з а п а с а . П ри н еи зм ен н ой кон центрац ии иона хл ор а в почвенном раств ор е в м е с т е с эт и м к о л и ч ес т в о м и о н а х л о р а ,д о л ж н о б ы л о бы стеч ь 37% и с х о д н о г о з а п а с а в л а г и (5 7 9 м м ), ч то с о с т а в и т 2 1 5 м м . С ч и ­ тая , ч то вся п о тер я п р о и сх о д и л а тол ьк о в т еп л о е п о л у го д и е, н а й д ем , что за три в егетац и он н ы х п ер и о д а п о тер я м о гл а п р о ­ исходи ть в теч ен ие 540 дней. Т аким о б р а зо м , ср едн я я еж ед н ев ­ ная величин а стек ан и я влаги , со д ер ж а в ш ей ион х л о р а , и зм ер я ­ л а с ь в е л и ч и н о й о к о л о 0 ,6 м м . П р и б л и з и т е л ь н о т а к о е ж е к о л и ч е ­ ство вл аги в о зв р а щ а л о сь в ф ор м е п ар а. В с е три опы та — Э д л еф сен а и Б о д м а н а , наш и А б р ам ов ой — со гл а сн о св и дет ел ь ств ую т о ч етко в ы р аж ен н ой в о зм о ж н о ст и ■в о з н и к н о в е н и я в г р у н т а х и п о ч в а х р а в н о в е с н о й в л а ж н о с т и , н а ­ ступ аю щ ей п осл е пол н ого стек ан и я гр ави тац и он н ой влаги , пр и ­ ч ем в п о ч в а х о с т а е т с я т о л ь к о п о д в е ш е н н а я в л а га . Э ти опы ты п о л н о сть ю п о д т в е р ж д а ю т т у х а р а к т ер и ст и к у н а и ­ м ен ь ш ей (« а б с о л ю т н о й » ), в л а г о е м к о с т и , к о т о р а я б ы л а д а н а ей М а й е р о м (M a y e r , 1 8 7 4 ), в п ер в ы е в ы д в и н у в ш и м э т о п о н я т и е, и которая, бы ла осн овател ьн о забы та п озднейш им и и ссл ед о в а те­ л я м и . М а й ер го в о р и л , что н а и м ен ь ш а я (« а б с о л ю т н а я » ) в л а г о ­ ем к ость х а р а к т ер и зу е т то м и н и м ал ь н ое к ол и ч еств о вл аги , ко- . тор ое п р о ч н о у д ед ж и в а ет ся почвой при всех усл ови ях п о сл е/ с т е к а н и я " и ¥ б ’ы т к а в о д ы . Т о ч к а з р е н и я М а й е р а п о л н о с т ь ю п о д Ч д е р ж и в а л а с ь К о н ец к и м (К о р е с к у , 1 9 1 4 ). Р а м а н н (R a m a n n , 1911, стр . 3 3 6 ) п и ш ет: « К о л и ч ест в о в оды , к оторое почва у д е р ж и в а е т д л и т е л ь н о и п р е д о х р а ­ н я е т от с т е к а н и я (р а зр я д к а м оя . — А. Р . ) , н а зы в а ет ся в л а г о е м к о с т ь ю ...» . Д а л е е Р а м а н н ц и т и р у е т К о н е ц к о г о , к о т о р ы й утвер ж дает, что влагоем кость есть ф и зи ч еск ая величин а и « . . . п о эт о м у д о л ж н а д л я к а ж д о й почвы бы ть п остоя н н ой ». Т а к у ю ж е т о ч к у з р е н и я в ы с к а зы в а е т и Р и х а р д (R ic h a r d , 1 9 5 3 ), к отор ы й о п р е д е л я е т п о л ев у ю в л а го ем к о ст ь к ак т а к о е к о ­ л и ч еств о воды , к о т о р о е « . . . м о ж е т оч ен ь д л и т ел ь н о со х р а н я ть ся в п о ч в е ...» п р и у с л о в и и и ск л ю ч ен и я д е с у к ц и и в л а г и и и с п а ­ рени я. В пр оти воп ол ож н ость цитированны м авторам больш инство со в р ем ен н ы х и с с л ед о в а т ел ей сч и тает, что в л а га при в л а ж н о ст и , равной п ол евой (н а и м е н ь ш е й ) влагоем кости, не находится в р а в н о в е с н о м с о с т о я н и и и ч т о п р и э т о й в л а ж н о с т и л и ш ь н а-: б л ю д а ет ся р езк о е ум ен ьш ен и е п о д в и ж н о сти поч венной влаги , т .е . у м ен ь ш ен и е в л а го п р о в о д н о ст и . У м ен ь ш ен и е п о д в и ж н о ст и влаги хорош о и л л ю стри р уется ; н абл ю ден и я м и Ф еодор ова (F e o d o r o ff, 1 9 6 2 ). И с п о л ь зу я м е т о д Д о л г о в а д л я о п р ед е л е н и я н а и м е н ь ш е й в л а г о е м к о с т и , з а к л ю ч а ю щ и й с я в о т с а с ы в а н и и и з-, бы тк а вл аги и з и збы точ н о п р ом оч ен н ы х о б р а зц о в п утем у с т а ­ новки их на так ую ж е, но су х у ю почву, и п ери оди ч еск и в зв еш и ­ в ая о б р а зц ы , Ф ео д о р о в у ста н о в и л , что ск о р о сть о т сасы в ан и я 233 р езк о м ен я ется в м о м ен т сн и ж ен и я в л а ж н о ст и д о величины п о ­ л ев о й в л агоем к ости . Р и су н о к 62, заи м ств ов ан н ы й из р а б о ты Ф е­ о д о р о в а , х а р а к т ер и зу ет ск азан н ое. р а с с м о т р е н н ы е вы ш е опы ты Э д л е ф с е н а и Б о д м а н а , н а ш и А бр ам ов ой п озв ол я ю т п р едл ож и ть н аи бол ьш ее со д ер ж а н и е нодвещ ен н ой вл аги при усл ов и и ее р ав н ов есн ости н азы вать и сти н ­ ной н аи м ен ьш ей в л агоем к остью и считать ее оп р едел ен н ы м - в о д ­ ны м св ой ств ом почвы , так и м ж е , к ак п о л н а я в л агд ем к ост ь , влаж нЪ С ть р а зр ы в а к а п и л л я р ­ ной св я зи , м ак си м ал ь н ая а д ­ сорбци онн ая влагоем кость и т. д . Т е в ел и ч и н ы Н В « п о л ев о й вл агоем кости» и «п р едел ьн ой п ол евой влагоем кости», ко­ торы е мы оп р едел я ем обы чно ч ер ез несколько дн ей п осл е з а ­ лива площ адк и или п р ек ращ е­ ния д о ж д я , или впиты вания в почву тал ы х вод, пр едставл яю т с о б о й п р и б л и ж ен н ы е зн ач ен и я истин ной Н В , тем б о л е е б л и з­ ки е к эт о й вел и ч и н е, ч ем б о л ь ­ ш ий срок п р ош ел м е ж д у у в ­ л а ж н е н и ем почвы и о п р е д е л е ­ н и ем ее в л а ж н о ст и , кон еч н о, 30 35 при усл ов и и иск л ю ч ен и я и сп а ­ Впажниоть. % рен и я и десук ц и и влаги р а ст е­ ниями. Рис. 62. Изменение скорости отсасы­ , И стин ная наи м еньш ая в л а ­ вания влаги сухой почвой из влажной гоем кость п р едстав л яет и н тер ес почвы в зависимости от влажности (по данным Феодорова). как теор ети ч еск ая величина. Д л я реш ен и я пр ак ти ч еск и х з а ­ д а ч д о ст а т о ч н о зн ать ее п р и б л и ж ен н о е зн ач ен и е, тем б о л ее, что и в п р и р од е и в х озя й ств е мы обы чно и м еем д ел о с н ер ав н ов ес­ н о й (в у к а з а н н о м в ы ш е с м ы с л е ) п о д в е ш е н н о й в л а г о й , и б о е е и сп ар ен и е или десук ц и я начин аю тся н ем едл ен н о по окончании вы п аден и я д о ж д я или пол и ва. И сти н н ую н аи м ен ьш ую в л а го ­ ем кость мы б у д ем об о зн а ч а ть си м в ол ом И Н В , а е е п р и б л и ж ен ­ н ое зн ач ен и е — си м вол ом Н В , счи тая синон им ом п осл едн и й т ер ­ м и н ,« п о л е в а я в л а г о е м к о с т ь » . К р о м е эт и х д в у х п он яти й , п ол езн ы м м о ж е т о к а за т ь ся п о н я ­ тие «п р едел ьн ая пол евая влагоем к ость», соответствую щ ее п р е­ д ел ь н о м у к ол и ч еству влаги , к отор ое м о ж ет уд ер ж и в а т ь ся д а н •ной п о ч в о й н е з а в и с и м о о т т о г о , я в л я е т с я л и э т а в л а г а п о д в е ­ ш е н н о й и л и п о д п е р т о й . О ч е в и д н о , ч т о э т о п о с л е д н е е 'п о н я т и е является си н он и м ом «вл агоем к ости общ ей » К ач и н ск ого (с м . в ы ш е). 234 И сти н н ую н аи м ен ьш ую в л агоем к ость м о ж н о в осп р ои зв ести только в и скусственн ы х, и п р еж д е в сего в и зотер м и ч еск и х у с ­ ловиях. И з опы та А б р а м о в о й м о ж н о и звл еч ь н еск ол ьк о н ов ое п р ед ­ ставл ен и е о н аи м еньш ей вл агоем к ости в п р и родн ы х усл ови ях, к о т о р ы е Н ик огда н е б ы в а ю т и зо т ер м и ч еск и м и . В т а к и х у с л о ­ виях И Н В (и с т и н н а я Н В ) х а р а к т е р и з у е т н е к о т о р о е с р е д н е е р ав н ов есн ое состоя н и е п одв еш ен н ой влаги , к к отор ом у стр ем и тся р асп р едел ен и е п осл едн ей в л оч в ен н ом проф иле, н ар уш аем ое к о л еб а н и я м и т ем п ер а т у р ы и св я зан н ы м и с ним и и зм ен ен и я м и в н ап р авл ен и и и величин е тем п ер атур н ы х гр ади ен тов. С овер ш ен н о и н ое отн ош ен и е к Н В , как к о п р едел ен н ом у в о д н о м у с в о й с т в у п оч в ы , м ы н а х о д и м у Р и ч а р д с а . (R ic h a r d s , 1 9 6 1 ). Р и ч а р д с пи ш ет; « П р е д п о л а г а е т ся , что п о л ев а я в л а г о е м ­ кость х а р а к т ер и зу ет к ол и ч ество влаги , к отор ое о ста ет ся в о п р е­ д ел ен н о й части п оч вен н ого п р оф и л я в оп р едел ен н ы й м ом ен т п о сл е у в л а ж н ен и я , п р и ч ем ч а ст о сч и та ется , ч то п о л ев а я в л а г о ­ ем к ость есть о п р ед ел ен н о е п оч вен н ое свой ство». А втор п р е д у б е ж ­ д е н ( , , l t i s t h e a u t h o r ’s p r e j u d i c e . . . “ ) п р о т и в п о н я т и я п о л е в о й вл агоем к ости ; он сч и тает, что эт о п он яти е п р и н есл о бол ьш е в р е д а , ч ем п ол ьзы . Н еск о л ь к о н и ж е, у к а зы в а я н а т р у д н о ст ь оп р еделен и я понятия «п ол евая влагоем кость», он п р едл агает, с о ­ в е р ш е н н о е г о о т б р о с и т ь ( „ I t m ig h t h e lp to a d o p t a c o m p le t e m o r a to r iu m o n th e u s e o f th is t e r m “ ) . В своем отр и ц ател ь н ом отн ош ен и и к п ол евой в л агоем к ости , как о п р ед ел ен н о м у ф и зи ч еск ом у свой ству, Р и ч а р д с и сходи т из т е з и с а о т о м , ч т о е с л и п о л е в а я в л а г о е м к о с т ь « . . .и м е е т с е л ь с к о ­ хо зя й ст в ен н о е зн а ч ен и е или п ол езн ость , он а м о ж ет бы ть ны не осн ов ан а на теор ии , оп и р аю щ ей ся на ф ункции в о д о у д ер ж а н и я (j „ r e t e n t iv it y “ ) и к а п и л л я р н о й п р о в о д и м о с т и , в с о ч е т а н и и с с о ­ ответствую щ и м и начальны м и граничны м и усл ов и ям и ». И ны м и сл ов ам и , Р и ч а р д с сч и тает, что п о л ев ая в л агоем к ость тольк о в том сл уч ае м огл а бы счи таться оп р едел ен н ы м водны м св ой ­ ств ом , есл и бы он а м о гл а бы ть о х а р а к т ер и зо в а н а о п р ед ел ен н о й величин ой в сасы в аю щ его дав л ен и я и оп р ед ел ен н ой в л агоп р о­ в о д н о с т ь ю , п о д о б н о , н а п р и м е р , В З , д л я к о т о р о й с ч и т а е т с я ‘х а ­ р а к т е р н ы м в с а с ы в а ю щ е е д а в л е н и е в 15 а т м . Д е й с т в и т е л ь н о , к а к И Н В , так и ее п р и бл и ж ен н ое зн ач ен и е Н В , не хар ак тер и зую тся к а к о й -л и б о о п р е д е л е н н о й в ел и ч и н о й В Д и л и п р о в о д и м о с т и . Н о м о ж н о л и на эт о м осн ов ан и и у т в ер ж д а т ь , что И Н В н е явл я ется опр еделенны м водны м свойством почвы ? М ы п о л а г а е м , что с таким вы водом согл аси ться н ельзя. ’ О чень х а р а к т ер н а и стори я эт о го в о п р о са . С к оф и л ьд, впервы е в в е д ш и й в н а у к у п р е д с т а в л е н и е о p F п о ч в е н н о й в л а г и ,’ с ч и т а л , ч т о Н В с о о т в е т с т в у е т в с а с ы в а ю щ е е д а в л е н и е * в 1 а т м ., н а т о м О всасывающем давлении см. главу VII. 235 о сн ов ан и и , что п р и б л и ж ён н ы м зн а ч ен и ем п о л ев о й в л а го ем к о ст и счи тался «эк ви вал ен т в л аж н ости », которы й п р едстав л я ет собой в л а ж н о ст ь , со зд а ю щ у ю ся в о б р а зц е почвы п о сл е того, как он б у д ет п одв ер гн ут ц ен тр и ф уги р ов ан и ю с у ск ор ен и ем , в 1000 р а з п р евы ш аю щ и м ускорени е силы т я ж е с т и , т. е. с у с к о р е н и е м 98QOOO с м / с е к 2, ч т о п р и б л и з и т е л ь н о э к в и в а л е н т н о д а в л е н и ю в 1 атм . П о зд н е е п оя в и л ась точк а зр ен и я Р и ч а р д са и У и вер а (R ic h a r d s a n d W e a v e r , 1 9 4 3 ), с о г л а с н о к о т о р о й п о л е в о й в л а г о ­ ем к ости соотв етств ует В Д , р ав н ое 7з атм . О дн ак о и эт а в ел и ­ чина о к а за л а сь п о д х о д я щ ей ли ш ь д л я н ек отор ы х почв т я ж ел о г о м ехан и ческ ого состава. П р ев о сх о д н у ю св о дк у л и тературы по д а н н о м у в о п р о су мы н аходи м в р а б о те Ф еттер лейн а (V e tte r le in , 1 9 5 9 ). И з эт о й св одк и в и дн о, что в ел и ч и н а В Д , со о тв ет ст в у ю щ его п о л ев о й в л а ­ гоем к ости , по дан н ы м р а зн ы х ав тор ов , д л я р а л и ч н ы х почв в а р ь и р у е т о т 0 , 0 5 д о 0 , 3 4 0 а т м ., б у д у ч и т е м м е н ь ш е й , ч е м г р у ­ б е е г р а н у л о м е т р и ч е с к и й с о с т а в п оч в ы . Т а к а я 'з а к о н о м е р н о с т ь вполне понятна, и она п ом огает понять п р и р оду Н В . П р едстав и м себ е м н огом етр овую о дн ор одн ую кол онну из к а­ к о г о -л и б о г р у н т а . Е с л и е е п р о м о ч и т ь н а с к в о з ь и д а т ь и зб ы т к у гр а в и та ц и о н н о й в л аги п ол н ость ю стечь, то р а с п р ед е л е н и е в л аги в та к о й к ол он н е б у д е т им еть в и д , и зо б р а ж ен н ы й на ри с. 63. Н и ж н я я ч асть колонны во в сех сл у ч а я х и м еет вы сокую в л а ж ­ ность, б л и зк у ю к п ол ной в л агоем к ости П В , п оск ол ьк у о н а , отн о ­ си тся к К К . К в ер х у эт а в л а ж н о ст ь у м ен ь ш а ется и н а н ек отор ой в ы с о т е о т н и ж н е г о к о н ц а к о л о н н ы (т е м б о л ь ш е й , ч ем т я ж е л е е гр ан ул ом етр и ч еск и й состав) влаж ность дости гает нек отор ой м иним альной величины Н В , к о то р а я далее кверху у ж е не и зм ен я е т с я , к ак бы в ы со к а к о л о н н а н е б ы л а . В о т э т а п о с т о я н ­ н ая м и н и м ал ь н ая в л а ж н о ст ь и есть И Н В д а н н о й ночвы или гр ун та. Н и ж н я я гр а н и ц а эт о й н а д к а п и л л я р н о й зон ы отч етл и в о за м е т н а на к р и вой ри с. 63, о н а о т м еч ен а ц и ф р о й 2 1 0 и о д н о в р е ­ м енн о явл я ется в ер хн ей гр ан и ц ей к ап и л л ярн ой кайм ы . В с а ­ сы ваю щ ее д а в л ен и е в н адк ап и л л я р н ой зон е, п оск ол ьк у в л а ж ­ ность в н ей одинакова, долж но бы ть такж е одинаковы м во в сей зон е. Е го вели ч и н у ^л егк о найти. В п р ед ел а х К К в са сы в а ю щ ее д а в л ен и е в л ю б о й точк е, есл и мы б у д ем в ы р а ж а ть его в сан ти м етр ах в одя н ого сто л б а , ч и слен н о р авн о вы соте этой точки н а д у р о в н ем св о б о д н о й воды . Н а ри с. 59 п р ед ел ь н а я в ы со та р а в н а 2 1 0 см . О ч ев и д н о, что эт о й ж е в ел и ч и н ой В Д х а р а к т ер и зу ет ся и величин а И Н В , т а к как в л аж н ост ь на в е р х ­ н ей г р а н и ц е К К р а в н а в л а ж н о с т и в сей н а д к а п и л л я р н о й зон ы . И з эт о го в и д н о , что В Д , со о тв ет ст в у ю щ ее Н В , у р а зн ы х почв р а з н о е и т ем б о л е е в ы со к о е, ч ем т я ж е л е е гр а н у л о м е т р и ч е ск и й со ст а в и ч ем м о щ н е е к а п и л л я р н а я к а й м а . С л е д о в а т ел ь н о , И Н В р азн ы х почв п р и н ц и п и ал ьн о не м о ж ет х а р а к т ер и зо в а т ь ся как о й -т о о д н о й в ел и ч и н о й . 236 . Т еперь п ер ей дем к в оп р осу о том , в каком соотн ош ени и н а ­ х о д я т ся м е ж д у с о б о й н а и м ен ь ш а я и п о л н а я в л а го ем к о ст ь , т .е ., д р у ги м и сл о в а м и , к ак ая ч асть от о б щ ей п о р о зн о ст и почвы о к а ­ зы в а ет ся за п о л н е н н о й в л а го й , к о г д а в л а ж н о с т ь почвы р ав н а наи м еньш ей в л агоем к ости . Н а п о м н и м п р е ж д е в сего , что п о л н о й в л а г о е м к о с т ь ю (и л и п о л н о й в о д о в м е с т и м о с т ь ю ) м ы н а з ы в а е м т о к о л и ч е с т в о в л а ги (в ы р а ж е н н о е в п р о ц е н т а х от в е са с у х о й почвы и л и от о б ъ е м а п о ч в ы ), к о т о р о е м о ж е т н а х о ­ ди ть ся в ней при у сл о в и и п ол н о го з а ­ п о л н е н и я в л а г о й в сего_л & р о в р г о п р о ­ -нвстранства. В еличин у ПВ оп р еделяю т чащ е в сего расч етн ы м п утем , и сх о д я и з в е ­ 2Ю личин о б ъ ем н о го и у д ел ь н о го весов . Е сл и о б о зн а ч и т ь эти величины с о о т в ет ­ ств ен н о ч ер ез [ О В ] (г /с м ® ) и [У В ] -нв(г /с м ® ) , т о в е л и ч и н а п о р и с т о с т и в п р о ­ ц ен т а х от о б ъ е м а почвы б у д е т р ав н а НН П = 1 - -пвВ 1 0 0 см® п о Ч в ы п р и п о л н о м е е н а ­ сы щ ени и водой будет содерж аться П см®, и л и , ч т о т о ж е , П г в о д ы . О т с ю ­ д а п ол н ая в л а го ем к о сть (П В ) в п р о ­ ц ен тах от веса сухой почвы будет равна П В = - ,100 ^ - [[О ! . В] о -, • 1 0 0 , или ВИС ВУС ■50 ЮО Влажность. %от ПВ Рис. 63. Равновесное распре­ деление влажности в поч­ венно-грунтовой толще, про­ моченной насквозь (схема). ВУС — водоупорн ы й слой, В И С — водоносны й , слой, К К — к а п и л ­ лярная кайм а, ПВ п о л н ая вл аго ем кость, КВ — к а п и л л я р н а я в л аго ем ко сть, Н В — н аи м ен ь ш ая вл агоем кость. В н аш ей р а б о т е (Р о д е , 1952) п р и в ед ён бол ьш ой м а тер и а л ( в с е г о 2 8 р а з р е з о а Х п о ч в р а з н ы х т и п о в ,, х а р а к т е р и з у ю щ и й к о л и ч ё с т в ё н н о е с о о т н о ш е н и е 'м ё 1 к П В и Н В . Н е повтор яя его, ради краткости , мы п риводи м лиш ь составл ен н ую на осн о в а ­ нии этого м атер и ал а т а б л . 57, в к отор ой оха р а к тер и зо в а н а ч а ­ стота в стр еч аем ости р азл и ч н ы х соотн ош ен и й Н В ; П В по дайн ы м д л я 128 гор и зон тов р азл и ч н ы х почв. П ер вы й вы вод, которы й м о ж н о сдел ать и з эт и х дан н ы х, з а ­ к л ю ч ается в том , что при в л а ж н о ст и , р ав н ой н аи м ен ьш ей в л а ­ гоем к ости , за п о л н я ется ли ш ь ч асть п очвенны х п ор. С теп ен ь 237 ;л i Таблица 57 Частота встречаемости различных степеней заполнения почвенной порозности влагой при влажности, равной наименьшей влагоемкости, в почвах естественного залегания И нтервал степени заполнения, % от полной влагоемкости от — до 30—35 36—40 40—45 4 6 -5 0 51—55 5 6 -6 0 61—65 Число случаев 1 1 2 8 11 18 20 П роцент от общего числа случаев И нтервал степени заполнения, % от полной влагоемкости от — до Число случаев 66—70 7 1 -7 5 76—80 81— 85 8 6 -9 0 91— 95 9 6 -1 0 0 17 20 11 7 6 5 1 13 16 9 5 4 4 1 128 100 1 1 2 5 9 14 16 CyiMMa П роцент от общ его числа случаев , за п о л н ен и я в а р ь и р у ет в оч ен ь ш и р ок и х п р е д е л а х — от 30 д о 100% . О дн а к о в гр о м а д н о м бол ьш и н ств е сл уч аев степ ен ь з а ­ полнения пор при влаж ности, соответствую щ ей Н В , леж и т Jв и н т е р в а д е _ 5 5 - з 7 5 ° /о , т. е . в с р е д н е м н а и м е н ь ш а я в л а г о е м к о с т ь / равн а дв ум третям от полной влагоем к ости . П ри этом степень ; за п о л н ен и я "м еньш е в п о ч в а х л егк о го м ех а н и ч еск о го со ст а в а , чем в п о ч в а х т я ж е л ы х . П о в ы ш е н и ю с т е н е н и з а п о л н е н и я с п о с о б ствует так ж е, видим о, сол онц еватость. На ри с. 64, со ст а в л ен н о м нам и по данн ы м Вилькокс и С н и л ь с б ю р и (W ilc o x a n d S p ils b u r y , 1 9 4 1 ) п о к а з а н а с в я з ь м е ­ ж д у с о д е р ж а н и е м ч а с т и ц м е н ь ш е 0 ,0 0 5 м м п л ю с т о н к а я п ы л ь , т. е . с о д е р ж а н и е м ф и з и ч е с к о й г л и н ы , с о д н о й с т о р о н ы , и н а и ­ м еньш ей вл агоем к остью и в л аж н ость ю за в я д а н и я — с др угой . Д а н н ы е о т н о с я т с я к « с ев е р н ы м т е м н о -б у р ы м п о ч в а м » . И з .э т о г о гр аф и к а ви дн о, что в то в р ем я как м е ж д у с о д е р ж а н и е м тон к и х ч а ст и ц и в л а ж н о с т ь ю за в я д а н и я (к р и в а я I) с у щ е с т в у е т л и н е й ­ ная зав и си м ость, зав и си м ость м еж ду содерж ан ием тонкой ф рак ц и и и н аи м ен ьш ей в л агоем к остью (Н В ) и м еет сов ер ш ен н о иной хар ак тер . Е сл и в п оч в ах л егк ого м ехан и ч еск ого состав а (н и ж н я я ч а сть к р и в о й II) Н В б ы ст р о н а р а с т а е т с у в ел и ч ен и ем со д ер ж а н и я тон к и х ч асти ц , то в дал ь н ей ш ем , н ач и н ая от Н В , равной прим ерно 18% , зн ач и тел ь н ое ув ел и ч ен и е со д е р ж а н и я тонк их ч асти ц лиш ь сл а б о о т р а ж а ет ся на величин е наи м еньш ей влагоем кости. П оэтом у, не отри цая влияния м ехани ческ ого состав а на в е­ ли ч и н у Н В , мы в се ж е д у м а е м , что п л отн ость уп ак овк и ч асти ц и агр егатн ы й состав и м ею т б о л ее си л ьн ое вли ян и е на эт у в ел и ­ чину. К э т о м у ж е в ы в о д у п р и х о д и т Н . К . В а л я б о и С. Г. В а ­ си л ьев а (1 9 5 1 ). 238 Вопрос о зависимости величины наименьшей влагоемкости от р азм ер а агр егатов и п л отн ости их укладки и зуч ал ся Г. 3 . Б и я ш ев ы м (1 9 3 6 ). О пы ты в ел и сь в л а б о р а т о р н ы х у с л о ВИЯХ с н а с ы п н ы м и к о л о н н а м и , В кач естве объ ек тов сл уж и л с е р о з е м с А к -К а в а к с с к о й о п ы т ­ ной стан ци и и л угов ая почва из к ол хоза «А налты н». Н аим еньш ая влагоем кость оп р едел я л ась ч ер ез 6— 7 дней п о сл е зал и в а водой . С кваж ­ ность а гр егатов во в сех сл у ч а я х бы ла бол ее или м енее оди н ак о­ вой и р ав н я л ась 30% . В а ж н ей ш и е р езул ь таты опы ­ тов Б ияш ева, относящ и еся к сер озем у, п р едставл ен ы в т а б л . 58. П ри этом дл я к р ат­ кости мы п р и в оди м д а н н ы е не п о 5 -с м п о сл о й н ы м о б р а з ц а м , как это сд ел а н о в п одли н н и к е, а в в и де средн и х д л я верхнего 5 0 -с м с л о я . В ы с о т а к о л о н н р а в ­ н я л ась 1 м . Б ияш ев на основани и п о л у ­ ч ен н ы х и м д а н н ы х д е л а е т с л е ­ д у ю щ и е вы воды . 1. П р и О Д Н О Й и т о й ж е п л о т ­ н о с т и с л о ж е н и я (т , е. п р и о д ­ ном и том ж е о б ъ ём н ом весе) величин а наи м еньш ей в л а го ем ­ кости не зав и си т от р а зм ер а агр егатов. 2. С у в ел и ч ен и ем п л отн ости слож ения велич ин а наим ень­ ш ей в л а го ем к о ст и , о т н есен н а я к в е с у почвы , сл егк а у м е н ь ­ ш а е т с я (м ы б ы с к а з а л и о с т а е т ­ sox с я п о с т о я н н о й .— с м . т а б л . 5 8 -— Рис. 64. Зависимость влажности А. Р .), а отн есен н ая к о б ъ ем у — завядания (/) и величин наименьшей сильно в о зр астает. влагоемкости (II) от содержания 3. Н а и м е н ь ш а я влагоем ­ частиц меньше 0,01 мм (по данным кость р асп ы л ен н о й почвы (ч а ­ Вилькокса и Спильсбюри). сти цы м е н ь ш е 0 ,2 5 м м ) при в с е х п л о т н о ст я х в ы ш е, ч ем а г р ег а т о в л ю б о г о р а з м е р а . 4 . С у в е л и ч е н и е м о б ъ е м н о г о в е с а о т 1 ,0 5 д о 1 ,4 5 н а и м е н ь ш а я в л а го ем к о ст ь р а сп ы л ен н о й почвы у в ел и ч и в а ет ся , а в и н т ер в ал е о б ъ е м н о г о в е с а 1 ,4 5 — 1 ,6 5 у м е н ь ш а е т с я . 239 .......... ................ . : _ ; ' Таблица 58 , Влияние размера агрегатов и плотности их укладки на величину наименьшей влагоемкости серозема (по данным Бияшева, 1936) Н аименьш ая влагоемкость Объемный вес, г/см^ Разм ер агрегатов, мм 5 -3 3—2 2— 1 1 - 0 ,5 . 0,5—0,25 Среднее % от объема % от веса 2 3 ,3 2 4 ,6 2 4 ,3 2 2 ,9 23,1 2 3 ,6 2 6 ,2 0 ,9 5 -3 3—2 2— 1 1—0,5 0,5—0,25 Среднее 2 5 ,6 2 6 ,4 2 5 ,8 2 5 ,4 2 5 ,7 25,8 1,05 1,05 Распыленная почва < 0 ,2 5 5—3 3—2 2— 1 1—0,5 0,5—0,25 Среднее 1,15 > 5—3 3—2 2—1 1 - 0 ,5 0,5—0,25 Среднее ■ 1,25 i i . 1 11 2 4 ,6 2 5 ,5 2 9 ,3 2 8 ,6 2 8 ,4 2 8 ,2 2 7 ,4 , 2 8 ,2 2 8 ,2 2 4 ,5 30,1 3 0 ,4 3 0 ,2 2 9 ,7 3 0 ,8 3 0 ,2 2 4 ,2 Распыленная почва, < 0 ,2 5 1,25 36,1 2 8 ,9 Распыленная почва,' < 0,25 1,45 3 9 ,4 2 7 ,2 Распыленная почва, < 0,25 1,65 3 5 ,9 21,8 5 . Э тот последн и й вы вод Б и яш ева м ож н о иллю стрировать сл е­ д у ю щ и м р а сч ет о м , о т н о ся щ и м ся к р а сп ы л ен н о й почве; Объемный вес, г/см “ Общая порозность, % от объема Наименьшая влагоемкость, % от объема 1,05 1,25 1,45 1,65 6 0 ,3 5 2 ,8 4 5 ,3 3 7 ,7 2 9 ,3 36,1 3 9 ,4 3 5 ,9 24Ш \ , С тепень заполиения пор-при влажности, равной наименьщей влагоемкости 49 68 78 95 - Т а к и м о о р а з о м , п р и о б ъ е м н о м в е с е 1 ,6 5 п о д в е ш е н н а я в л а г а за п о л н я ет почти ц ел и к ом всю п о р озн ость . Н е сов сем п о л н ое з а ­ пол н ен и е объ я сн я ется , в ероятн о, защ ем л ен и ем в о зд у х а . Д оп ол н ен и е к н абл ю ден и ям Б и яш ева мы н аходи м в р аботе М а к а р ец (1 9 5 7 ), р езу л ь та ты к отор ой , о т н ося щ и еся к к убан ск ом уч ер н о зем у , п р ед ста в л ен ы на р и с. 65. И з р и су н к а в и дн о, ч то по м ер е сн и ж ен и я О В п ол н ая в л агоем к ость н ач и н ает н ар астать в о б о и х в ы р а ж е н и я х — в е с о в о м и о б ъ е м н о м и п р и О В = 1 ,0 о н а дости гает 66 % по о б ъ ем у и по весу. ов г/см^ Рис, 65. ■Изменение полной (П В) и наименьшей (НВ) влагоемкости в зависимости от объемного веса (ОВ) (по данным Макареца). 1— пв в % от о б ъ е м а , 2 — П В в % от веса, 5 — НВ в % от о б ъ е м а , 4 — Н В в % от веса. П р о гр есси в н о е у в ел и ч ен и е П В во в сем и н т ер в а л е величин О В в о б о и х в ы р аж ен и я х есть сл ед ств и е увел и ч ен и я о б щ ей п о ­ ри стости . С о в п а д ен и е велич ин Н В и П В при н аи б ол ь ш ем зн а ­ чен и и О В с в и д ет е л ь с т в у е т о то м , ч то п р и т а к о й п л о тн о сти в се п о р о в о е п р остр ан ств о зап о л н я ет ся в л агой , п р я м о или к освен н о у д е р ж и в а е м о й с о р б ц и о н н ы м и с и л а м и . В и н т е р в а л е О В о т 1 ,7 д о 1 ,5 Н В в о з р а с т а е т в в е с о в о м в ы р а ж е н и и и о с т а е т с я п о с т о я н ­ н ой в о б ъ е м н о м (о к о л о 3 6 % ). Э т о с в и д ет е л ь с т в у е т о б у в е л и ­ ч ен и и д о л и п о р о в о го п р о ст р а н ст в а , за п о л н я е м о г о в л а го й , у д е р ­ ж и в а е м о й (п р я м о и л и к о св ен н о ) со р б ц и о н н ы м и си л а м и з а счет, вер оятн о, увел и ч ен и я м еж а гр ега тн о й пор и стости . В и н тер вал е О В о т 1 ,5 д о 1 ,0 Н В в в е с о в о м в ы р а ж е н и и о с т а е т с я п о с т о я н н о й (о к о л о 2 6 % ), а в о б ъ е м н о м л и н е й н о у б ы в а е т с в о зр а с т а н и е м О В : А б со л ю тн а я величин а п ор ов ого п р остр ан ств а, за н и м а ем о го п о д в е ш е н н о й в л а г о й , о с т а е т с я , о ч е в и д н о , п о с т о я н н о й (в н у т р и -, а г р ег а т н а я п о р и с т о с т ь ), но его д о л я б л а г о д а р я у в ел и ч ен и ю п о ­ ри стости убы вает. . 16 Заказ № 405 241. О б с у ж д а я в о п р о с о за в и си м о ст и величины Н В от сл о ж ен и я почвы , н ел ь зя н е у п о м я н у т ь о т а к н а зы в а ем о м у р а в н ен и и р а в ­ новесия влаги Т ю р ем н ов а. С. Н . Т ю рем н ов (1 9 2 3 ), и зуч ая р е­ ж и м в л а ж н о ст и за п а д н о н р ед к а в к а зск и х ч ер н озем ов , о б н а р у ж и л и н т ер есн у ю за к о н о м е р н о ст ь . П о с л е д н я я за к л ю ч а е т с я в т о м , что п р о и зв ед ен и е величины о б ъ ем н о г о в еса на в ел и ч и н у Н В , вы ­ ч и сл ен н ое д л я о тд ел ь н ы х го р и зо н то в о д н о й и то й ж е почвы , ок азы в ается величин ой п остоян н ой д л я всего п очвенного п р о ­ ф иля нри усл ови и его о дн ор одн ости по м ехан и ч еск ом у с о ­ с т а в у , т . е. [О В ] • [Н В ] = / r = где c o n st, О В — объ ем н ы й вес, Н В — н аи м ен ьш ая в л агоем к ость. И н ач е говор я, Н В о бр атн о п р оп ор ц и он ал ьн а величин е о б ъ е м ­ н ого в еса и, с л ед о в а т ел ь н о , п р я м о п р о п о р ц и о н а л ь н а вел и ч и н е п ор и стости , та к как объ ем н ы й в ес и пор и стость при одн ом и том ж е удел ьн ом весе н аходятся в обратн о пропорциональной з а в и с и м о с т и . И л и е щ е и н а ч е , в е л и ч и н а ^ Н В ,-в ы р а ж е н н а я в п р о ­ ц ен т а х от о б ъ е м а почвы , я в л я ет ся п о ст оя н н ой д л я д а н н о го п о ч в ен н ого п р о ф и л я . Е сл и о б ъ ем н ы й в ес в ы р ази ть в г р а м м а х н а 1 см® п о ч в ы , а н а и м е н ь ш у ю в л а г о е м к о с т ь — в п р о ц е н т а х о т в еса су х о й почвы , то вел ич ин а К — п р о и зв ед ен и е эт и х д в у х вели ч и н — д а е т в ел и ч и н у Н В в п р о ц ен т а х от о б ъ е м а ночвы , и л и з а п а с в л а г и в м и л л и м е т р а х в о д н о г о с л о я в 1 0 -с м с л о е почвы п р и в л а ж н о с т и п о сл ед н ей , р а в н о й Н В . У стан ов л ен н ое Т ю рем новы м п р ави ло дей стви тел ьн о только дл я тех почв, м ехан и ч еск и й состав которы х по п р оф и л ю с у щ е ­ ' с т в е н н о н е м е н я е т с я : — —~------ — ■ В т а б л . 59 м ы п р и в о д и м в ел и ч и н ы п р о и зв е д е н и й [О В ]* [Н В ] д л я н еск ол ь к и х почв, за и м ст в у я соо тв етств у ю щ и е д ан н ы е и з разл и ч н ы х оп убл и к ов ан н ы х р абот. И з эти х д ан н ы х в и дн о, что у р ав н ен и е Т ю р ем н ов а, д ей ст в и ­ тел ьн о, во м н оги х сл у ч а я х оп р ав д ы в а ется с иск л ю ч и тел ьн ой точ ­ н остью . Т ол ь к о в ер х н и е го р и зо н ты н ек о то р ы х р а з р е зо в н е п о д ­ чи н я ю тся э т о м у п р ав и л у, р ав н о к ак и в есь п р оф и л ь к аш тан ов ой с л а б о со л о н ц е в а т о й почвы . В п р о ф и л е б о га р н о го с е р о зе м а в ел и ­ чина К к о л еб л ется н езак он ом ер н о. С ледовательн о, уравн ен и е Т ю рем нова не пр едставляет с к о л ь к о -н и б у д ь т о ч н о й м а т ем а т и ч е ск о й за к о н о м е р н о с т и , н о я в ­ л я ет ся эм п и р и ч еск ой за в и си м о ст ь ю , к отор ая оп р а в д ы в а ет ся д о ­ статоч н о ч а сто д л я то го , ч тобы не счи тать е е сл уч ай н ость ю . Зам етим , что п остоянство п р ои зведен и я [О В ] • [ Н В ] ч а щ е всего н ар уш ается в в ер хн и х гор и зон тах, гд е оно ок азы вается б о л е е вы соки м по ср а в н ен и ю с н и ж н и м и го р и зо н та м и и гд е, как п р ав и л о, с л о ж е н и е почвы н а и б о л е е си л ьн о о тл и ч а ется от с л о ­ ж ен и я н и ж н и х гор и зон тов . У Б . П .. М и ч у р и н а ( 1 9 5 7 ) е с т ь и н т е р е с н а я п о п ы т к а н а й т и 242 Таблица 59 05 * Величины, полученные по уравнению влажности Дерново-среднеподзолистая почва на покровном суглинке * под дубовым лесом (Васильев, 1959) Западнопредкавказский выщелоченный чернозем (данные Тю ремнова, 1923) глубина взятия образца, см ов г/см^ НВ % от веса .m Ж S’ глубина взятий образца, см НВ % от веса ю Е 1,02 1,31 1,41 1,48 1,55 1,54 1,56 1,62 1,64 1,69 3 6 ,0 27 ,4 23 ,9 21,3 21,7 2 1 ,3 21,2 2 1 ,2 2 0 ,4 2 0 ,9 3 6 ,7 36 ,0 3 3 ,7 3 1 ,6 3 3 ,7 3 2 ,8 33,1 34,3 33,5 3 5 ,3 __ — --- ов г/см^ о 20 40 4 0 -6 0 60— 80 80— 100 100— 120 120— 140 140— 160 160— 180 180—200 — 1,14 1,15 1,17 1,20 1,23 1,26 1,35 1,34 1,35 ■— 2 7 ,0 26,8 25,8 2 5 ,2 24,5 23,1 22,5 22,1 2 1 ,8 — 3 0 ,8 3 0 ,8 3 0 ,2 3 0 ,2 30,1 29,1 3 0 ,4 2 9 ,6 2 9 ,3 __ — __ __ __ 0 -6 8— 15 1 7 -2 5 2 5 -3 0 30—40 40—50 5 0 -6 0 60—70 70—80 90— 100 ' __ m О --— W — — __ — --- — --- Тюремнова для различных М ощный чернозем на лёссовидном суглинке под целинной степью (Больш аков, 1950) ■ глубина взятия образца, см 0— 10 1 0 -2 0 2 0 -3 0 3 0 -4 0 4 0 -5 0 5 0 -6 0 60—70 7 0 -8 0 90— 100 100—110 120— 130 140— 160 160— 170 180— 190 200—210 220—230 240—250 2 6 0 -2 7 0 2 8 0 -2 9 0 ОБ г/см “ НВ % от веса 0 ,9 7 4 6 ,0 1,16 35 ,5 32,6 1,11 1,18 3 1 ,4 1,16 2 9 ,5 1,21 2 9 ,3 1,21 . 2 7 ,7 1,24 2 6 ,3 1,25 2 5 ,6 1,26 25,6 1,26 2 3 ,9 1,37 23 ,3 1,46 22,1 1,53 2 2 ,5 1,54 2 0 ,3 19,9 1,56 1.67 16,1 15,3 1,65 1,64 15,5 почв Серозем типичный богарный по данным Кочериной (Больш аков, 1950) S’ ж га о 4 4 ,7 4 1 ,2 3 6 ,2 3 7 ,0 3 4 ,2 3 5 ,4 3 3 ,6 32,6 32,0 32 ,2 30,1 3 1 ,9 3 2 ,2 34,5 3 1 ,2 3 1 ,0 2 6 ,9 2 5 ,2 2 5 ,4 глубина взятия образца, см г/см “ 0—4 10— 14 14 18 1 7 -2 1 26—30 3 6 -4 0 4 6 -5 0 66—70 86—90 100— 104 116— 120 140— 144 156— 160 200—204 — ,— .— —. 1,16 1,40 1,45 1,45 1,30 1,26 1,35 1,44 1,36 1,41 1,33 1,36 1,33 1,37 — — — — ов НВ % от веса га 18,6 18,6 18,6 18,6 18,6 17,8 17,9 18,1 16,7 16,6 16,5 18,7 18,6 16,3 2 1 ,6 2 6 ,0 2 6 ,9 2 6 ,9 2 4 ,2 2 2 ,4 2 4 ,2 26,1 2 2 ,7 2 3 ,5 2 1 ,9 2 5 ,4 2 4 ,8 2 2 ,4 — — — — — — •— ■—: £• ю о величину Н В в м икро- и м ак роструктурн ы х почвах путем р а с ­ ч ета, и с х о д я и з п р ед п о л о ж ен и я , что п р и в л а ж н о ст и , р а в н о й Н В , в л ага за п о л н я ет в се п ор ов ое п р остр ан ств о во вторичны х а гр егат ах. У п ак ов к у м ехан и ч еск и х эл ем ен тов в первичны х а гр е­ гатах и уп ак ов к у первичны х агр егатов во вторичны х М ичурин п р е д п о л а г а е т м а к с и м а л ь н о п л о т н о й , т. е. г е к с а г о н а л ь н о й . И с х о д я из эти х п р едп осы л ок , М ичурин н аход и т ф ор м ул у: НВ • O B = l , 3 5 - ^ ( l - • 100, гд е Н В — н аи м ен ьш ая в л агоем к ость в % от в еса почвы , О В — - о б ъ е м н ы й в е с в г/см ® , У В — у д е л ь н ы й в е с , о б ы ч н о п р и н и м а е м ы й р а в н ы м 2 ,7 0 г/см ® , Н В х О В — н а и м е н ь ш а я в л а г о е м к о с т ь в % от о б ъ е м а почвы . П о этой ф ор м ул е он д а ет расч ет д л я разн ы х О В: ОВ г/смз . . . . . . Н В -О В , % от объема 2 ,0 26 1 ,8 30 1 .6 33 1 ,4 34 1 ,2 33 1 ,0 31 :0 ,8 28 Д л я с р е д н и х в е л и ч и н О В ( 1 ,8 — 1 ,2 ) в е л и ч и н ы Н В п о л у ч а ­ ю тся б л и зк и м и к н а б л ю д а ю щ и м ся в п р и р о д е, что св и д ет ел ь ­ с т в у е т о с п р а в е д л и в о с т и п р е д п о л о ж е н и я М и ч у р и н а о т о м , что влага при вл аж н ости , равн ой Н В , содер ж и тся п р еи м ущ еств ен н о в о в н у т р и а г р ег а т н ы х п о р а х . Н о д л я н и зк и х в ел и ч и н О В (1 — 0 ,8 ), хар ак тер н ы х д л я в ер хн и х гор и зон тов х о р о ш о остр ук тур ен н ы х почв, величины Н В п о л у ч а ю тся сл и ш к ом м ал ы м и . М и ч ур и н о т ­ м еч ает, что эт а ф о р м у л а п о я сн я ет см ы сл и зн а ч ен и е п р ав и л а Т ю рем н ова, и объ я сн яет, поч ем у п р ои зв еден и е О В - Н В = con st обы ч н о бы в ает б л и зк и м к 30% . Н а б л ю д а е м ы е величин ы Н В в % от о б ъ е м а (2 9 — 3 1 % ) б ы ­ в аю т обы ч н о н еск ол ь к о н и ж е тео р ет и ч еск и х (3 3 — 3 4 % ) в с л е д ­ ств и е, в ер оя тн о, за щ ем л ен и я в о зд у х а . Э тот расч ет М ичурина м ож н о дополн ить ещ е сл едую щ и м . Д о п у с т и м , ч т о м ы и м е е м п о ч в у с о б ъ е м н ы м в е с о м 1 ,4 5 , у д е л ь ­ н ы м в е с о м 2 ,6 5 и Н В = 2 2 % в е с а п о ч в ы . П у т е м э л е м е н т а р н ы х подсчетов находи м : пористость общая П = 45% НВ = 32% пористость межагрегатная=26% пористость внутриагрегатная= 19% объема почвы, объема почвы, объема, объема. О ч е в и д н о , ЧТО п р и в л а ж н о с т и , р а в н о й Н В , в п е р в у ю о ч е р е д ь б у д у т зап о л н ен ы норы в н утр и агр егатн ы е, о б ъ е м к отор ы х р ав ен 19% . О стал ьн ы е 13% , оч ев и дн о, п р и х о д я т ся на п ор озн ост ь м е ж ­ агр егатн ую , сост ав л я я п ол ов и н у ее. В н у т р и а г р е г а т н а я п о р о зн о с т ь с о с т а в л я е т (1 9 : 3 2 ) • 100 = 59% о б ъ ем а пор, зан я того влагой при Н В . Т ак как В Р К обы чно со ­ с т а в л я е т о к о л о 2/з Н В , ч т о о ч е н ь б л и з к о к 5 9 % , т о м о ж н о д у - 244 м ать, что при вл аж н ости , равн ой В Р К , в л ага н аход и тся почти и ск л ю чи тел ьн о в о вн утр и агр егатн ы х п ор ах. В ел и ч и н а Н В м о ж ет н ескольк о изм ен я ться в п р оц ессе н а б у ­ хан и я и у с а д к и почвы . : . В естеств ен н ы х усл ов и я х б о л ее или м ен ее бесп реп я тств ен н о ув ел и ч и в ать св ой о б ъ е м м о ж е т тол ь к о в ер хн и й го р и зо н т почвы . Ч ем гл у б ж е, тем эт а в о зм о ж н о ст ь стан ови тся м ен ьш е в сл ед ­ стви е дав л ен и я вы ш е л еж а ш и х сл оев , ум ен ьш ен и я п ор озн ости и увели ч ен и я п л отн ости сл ож ен и я . _ И л л ю ст р а ц и ю к с к а за н н о м у мы н а х о д и м в д а н н ы х Г. К . Б огач ук а (1 9 3 8 ). О н о п р ед ел и л Н В ч ер н озем а в естеств ен н ом с о ­ стоя н и и и п о с л е сн я т и я в е р х н е г о 20- и л и 4 0 -с м сл о я . П о л у ч е н ­ ны е им р езул ь таты п р едстав л ен ы в т а б л . 60. Таблица 60' Величина наименьшей влагоемкости (мм водяного столба) для чернозема : Глубина горизонта от поверхности, см Без СНЯТИЯ . . . . . . Go снятием 20-см слоя Со снятием 40-см слоя 0-10 10-20 20-30 30-40 40-50 50-60 60-70 70-80 3 7 ,0 3 6 ,7 3 4 ,3 3 6 ,6 — 32 ,6 3 6 ,9 — 32,1 34,1 3 6 ,9 3 1 ,9 3 2 ,8 3 6 ,4 3 2 ,6 3 2 ,6 34 ,5 3 1 ,5 3 2 ,5 3 2 ,6 — — -— — И з ЭТИХ д а н н ы х в и д н о , ч т о п о м е р е с н я т и я в е р х н и х с л о е в Н В л е ж а щ и х н и ж е сл оев в п р ед ел а х 3 0 — 40 см д а ж е б е з их р азр ы хл ен и я ув ел и ч и в ается . Э то м о ж ет бы ть о б ъ я сн ен о т ем , что у к а з а н н ы е с л о и п о л у ч и л и н е к о т о р у ю в о зм о ж н о с т ь к н а б у х а ­ нию и расш ирени ю своего объ ем а. И з в сего ск а за н н о го о вл и яни и сл о ж ен и я почвы на в ел и ч и н у Н В в ы тек ает важ ны й п р ак ти ч еск и й вы вод, зак л ю ч аю щ и й ся в т ом , что, ув ел и ч и в ая гл у б и н у всп аш к и или п р и м ен я я р ы хл е­ ни е п о д п а х о т н о го го р и зо н т а , м о ж н о ув ел и ч и ть и Н В почвы и тем сам ы м сп о со б ст в о в а т ь повы ш ени ю за п а с а ф и зи о л оги ч еск и п о л езн о й влаги . И н тер есн ы й м атер и ал , п о д т в ер ж д а ю щ и й э т о т вы вод, мы н а х о д и м в р а б о т е Б а л я б о и В а си л ь ев о й (1 9 5 1 ). 4. Подвижность подвешенной влаги в суглинистых и глинистых почвах и грунтах. Влажность разрыва капиллярной связи Т еперь н уж н о п ерейти к в оп р осу о п одв и ж н ости влаги пр и в л а ж н о с т и , р а в н о й н а и м ен ь ш ей в л а г о е м к о с т и . М ы в и д е л и , что при поступ лени и воды св ер х у в б о л ёе и л и м ен ее сухую почвен­ н у ю т о л щ у т а или и н ая ч асть п о сл ед н ей в за в и си м о ст и от к о л и ­ ч еств а п оступ и в ш ей в л аги и п ер в о н а ч а л ь н о й в л а ж н о ст и почвы п р ом ач и в ается д о величины Н В . Н и ж е и дет п ер еходн ы й сл ой 24S с б ы стр о у м е н ь ш а ю щ е й с я к н и зу в л а ж н о с т ь ю и, н а к о н ец , сл ой с п ер в о н а ч а л ь н о й н и зк о й в л а ж н о ст ь ю . Т а к о е р а с п р ед е л е н и е в л аги с л ед у е т счи тать к в ази р авн ов есн ы м . Р е з к о е п а д е н и е п о д в и ж н о с т и п о ч в ен н о й в л а ги п р и ум еньш ен НИИ в л а ж н о с т и почвы д о величин ы НВ бы ло устан овлен о Д о л г о в ы м ( 1 9 4 8 а , стр . 7 9 ) , Ф е о д о р о в ы м (с м . в ы ш е, стр . 2 3 3 ) . М о ж н о у к а з а т ь е щ е н а опы ты Ц в ет к о в а , н а к о т о р ы е с сы ­ л а е т с я в св о ей р а б о т е Ф р а н ц е сс о н (1 9 4 9 ). Э ти опы ты п о к а за л и , ч то с к о р о с т ь и с п а р е н и я и з ч е р н о зе м а С у м с к о й о п ы тн о й станцвд! отчетливо п а д а ет п осл е того, как в л аж н ость в п р оц ессе и сп ар е­ ния сдел а ется м еньш е Н В . К а за л о сь бы , и з в сего это го м о ж н о сд ел а т ь в ы в од о том , что в л а г а , с о д е р ж а щ а я с я в в е р х н е м , п р о м о ч ен н о м д о в ели ч и н ы Н В сл о е, я в л я ется прак ти ч еск и н еп од в и ж н ой . Э то о со б ен н о о т ­ ч е т л и в о я в с т в у е т и з Т О ГО ф а к т а , ч т о в л а г а п о ч т и н е с т е к а е т в н и з, н есм отр я н а н ал и ч и е в н и зу, н а гр ан и ц е п р ом оч ен н ого сл оя , зн а ч и тел ь н о го гр а ди ен т а в л а ж н о ст и . О днако это не так. Д ей стви тел ьн о, эта вл ага не сп особн а и л и, т о ч н ее го в о р я , п оч ти н е с п о с о б н а к п е р е д в и ж е н и ю в н и з, несм отр я на нал ичие ук азан н р го гр ади ен та. Н о ок азы в ается , )ч т о е с л и о н а н а ч н е т и с п а р я т ь с я , т о о н а б у д е т п е р е д в и г а т ь с я /к п овер хн ости и сп ар ен и я и при этом в л ю б о м н ап равлен и и , / в т о м ч и с л е й 'в в е р х Г В о п р о с о в осходя щ ем п ер едв и ж ен и и п одвеш ен н ой влаги при и сп а р ен и и в су гл и н и сты х и гл и н и сты х п о ч в а х и гр у н т а х и м еет п ер в о ст еп ен н о е п р ак ти ч еск ое зн ач ен и е. Э то зн а ч ен и е о п р е д е ­ л я ет ся тем , что, как и зв естн о, и м ен н о в эт ой ф о р м е за п а са ет ся в л а га в п о д а в л я ю щ ем бол ьш и н ств е сл уч аев в п оч в ах степн ы х ти п ов п о ч в о о б р а зо в а н и я (ч е р н о зе м а х , к а ш т а н о в ы х п о ч в а х и с е ­ р о зе м а х ), а т а к ж е во м н оги х сл уч ая х и в сер ы х л есостен н ы х почвах. М ож ет или не м ож ет зап асен н ая в этой ф ор м е влага т ер я т ь ся п у т ем и сп а р ен и я и, есл и м о ж е т , то в к а к и х р а зм е р а х п р ои сходи т эт а потеря? Э то т в о п р о с в п о л н е отч етл и в о р еш а л ся К осты ч евы м в 1886— 1 8 8 7 г г . ( 1 9 3 9 г ., с т р . 1 2 8 — 1 2 9 ) , И з м а и л ь с к и м ( 1 8 9 4 , с т р . 1 2 2 ) , В ы со ц к и м (1 8 9 8 , стр . 2 6 ) . В с е т р и и с с л е д о в а т е л я сч и та л и , что п одв еш ен н ая в л ага в п р оц ессе и сп ар ен и я м о ж ет п ер едв и гаться вверх. П р едст ав л ен и я К осты ч ева, И зм аи л ь ск ого и В ы соц к ого бы ли осн ован ы на н а б л ю д ен и я х в п р и р оде, но свои работы они, к бол ь ш ом у со ж ал ен и ю , не п одк реп и л и эк сп ери м ен тал ьн ы м и дан н ы м и . Т ольк о эти м м о ж н о объ я сн и ть то т ф ак т, что п о зд н е й ­ ш и е и ссл ед о в а т ел и и с р ед и н и х та к и е кр уп н ы е уч ен ы е, к ак К о с ­ сов и ч (1 9 0 4 ), Р о тм и ст р о в (1 9 1 3 ), Л е б е д е в (1 9 1 3 ) и д р у г и е, п р и ­ ш ли к п р ям о п р оти в оп ол ож н ой точк е зр ен и я , к отор ая , одн ак о, как б у д ет п ок азан о н и ж е, ок а за л а сь ош ибочной . В 1 9 3 6 г. п о я в и л о с ь , н а к о н е ц , п е р в о е э к с п е р и м е н т а л ь н о е и с ­ 246 сл едов ан и е по р ассм атр и в аем ом у нам и воп р осу, вы п олненн ое П . Л ет у н о в ы м , И . М у зы ч у к о м и А . Л а п ш и н о й (1 9 3 6 и 1 9 4 2 ). И х опы ты отч етл и в о п о к а за л и , что п о д в еш ен н а я в л а га м о ж е т п ер едви гаться в ж и дк ом состояни и к п оверхн ости и сп арен и я. П е р е д в и ж е н и е п о д в е ш е н н о й в л а г и к п о в е р х н о с т и п р и испа^ рени и в п р и р одн ы х усл о в и я х н а б л ю д а л т а к ж е К ачи нски й в о в р ем я св ои х и ссл ед о в а н и й ф и зи ч еск и х св ой ств почв в д о л и н е р. Б о г а з (Н . А . К а ч и н ск и й , Д . Д . О си н и Н . Н . Д о л г о п о л о в а , 1 9 3 7 ). С ам ы й м е х а н и зм я в л ен и я К ач и н ск и й , п о д о б н о К ост ы ч ев у, о б ъ я с н я е т т е м , ч т о « . . .ш и р о к и е к а п и л л я р ы я в л я ю т с я в о д н ы м и р езер в уар ам и , питаю щ им и м елки е капилляры , пО дводящ ие в о д у к п ов ер хн ости почвы ». Р а сс м а т р и в а я кри ти ч еск и эт о о б ъ я сн ен и е, с л е д у е т с к а за т ь , что п р и м ен и тел ь н о к усл ов и я м д а н н о го опы та оно яв л я ется в есьм а вероятны м . К ачи нски й н а б л ю д а л п отерю влаги в п р о­ ц ессе и спар ен ия с р а з у ж е п о с л е полива, когда влага в поч ве ещ е н е у сп ел а прийти в то к в а зи р а в н о в есн о е состоя н и е, которое харак тер н о дл я влаж ности, равной Н В . Н есо м н ен н о , что в п р и р о д е т а к и е сл уч аи , к о гда и сп а р ен и е н ач и н ается н ем едл ен н о в сл ед за вы п адени ем ливня или за и с­ кусственн ы м п ол и вом , н а б л ю д а ю тся ч асто. О дн ак о ок азы в ается , как б у д ет п о к а за н о н и ж е, что в о сх о д я щ ее д в и ж ен и е п о д в еш ен ­ ной влаги при и спарен ии н а б л ю д а ется и п осл е дости ж ен и я ею к в а зи р а в н о в есн о го со ст о я н и я . О ч ев и д н о, что в эт о т м о м ен т р а с ­ сасы в ан и е влаги и з крупны х кап и л л яров в м елки е у ж е зак ан ч и ­ в ается , и в этом сл у ч а е тот м ехан и зм подн ятия п одвеш ен н ой влаги к п овер хн ости в п р оц ессе и сп ар ен и я, которы й р и суется К ачинским , п ер естает дей ствовать. Р а с х о д п одвеш ен н ой влаги на и сп ар ен и е и л л ю стр и р уется ри с. 66, г д е и з о б р а ж е н х о д в л а ж н о ст и в ти п и ч н ом с е р о зе м е п о д ч ер н ы м п а р о м (к о т о р ы й , д е й с т в и т е л ь н о , п о с т о я н н о п о д д е р ж и ­ в а л ся в со ст о я н и и п о л н о го о т су т ств и я р а ст и т ел ь н о ст и ) в .т е ч е ­ н и е г о д а (Р о д е , 1 9 4 7 ). И з эт о го р и су н к а в и дн о, что п о д в еш ен н а я в л а га , н а и б о л ь ш ее с о д ер ж а н и е к отор ой н а б л ю д а л о сь .в ап р ел е, дов ол ьн о бы стро р а с х о д у е т с я и з 1 5 0 -с м т о л щ и , п р и ч ем к к о н ц у а в г у с т а в л а ж ­ н о ст ь в С лое 5 0 — 150 см п а д а е т д о 10— 1 1 % , в т о в р е м я к а к в е л и ч и н а Н В в э т о й п о ч в е с о с т а в л я е т 1 8 ,5 % . В д а л ь н е й ш е м в л а ж н о с т ь , р а в н а я 10— 1 1 % , в т е ч е н и е д л и т е л ь н о г о п е р и о д а о ст а ет ся уд и в и тел ь н о п остоян н ой . И з это го сл ед у ет , что и зв ест ­ н ая ч асть п о д в еш ен н о й вл аги , но за в е д о м о н е вся, м о ж ет бы ть и зр а сх о д о в а н а и з почвенной тол щ и п утем и сп ар ен и я. В озн и к ает воп р ос: в к ак ой ф о р м е и в к ак ом н а п р а в л ен и и у ш л а эт а в л а га ? Д л я его р еш ен и я А . Ф . Б ол ь ш ак ов ы м (1 9 5 0 ) бы л п о ст а в л ен с л ед у ю щ и й опы т. В е р т и к а л ь н у ю п о ч в ен н у ю п р и зм у т о го ж е с е ­ р о зем а вы сотой в 2 м и п л ощ адь ю 2 X 2 м ок оп ал и к ан авой и е е б о к о в ы е n o B e p x H o c tH о б л о ж и л и п р ом аслен н ой м ульчбум агой, 247 п о сл е ч его к а н а в у за к о п а л и . Э т у п р и зм у с в ер х у у в л а ж н и л и с л а ­ бы м р аств ор ом хл ор и стого к альци я, которы й пр ом очил п оч вен­ н ую т о л щ у п р и м ер н о д о глуби н ы 90 см . Т ак к ак опы т за к л а ­ д ы в ал ся весн ой , к огда почва с о д е р ж а л а ещ е д ов о л ь н о м н ого в л аги , то о б щ а я м ощ н ость почвенной ; тол щ и , в л а ж н о ст ь к ото­ р о й бы л а д о в е д е н а д о величины Н В , бы л а н е м ен ее 2 м , из них в ер х н и е 9 0 см за н и м а л вн есен н ы й р а ст в о р х л о р и ст о го кал ьци я. Рис. 66. Изменение влажности богарного серозема под черным паром (по данным Большакова). Ц и ф р ы у к р и вы х о зн а ч а ю т с о д е р ж а н и е вл а ги в п роц ен тах от веса почвы. П л о щ а д к у п о с л е в п и ты в ан и я р а с т в о р а т щ а т е л ь н о за к р ы л и с в ер х у дл я п р едотвр ащ ен и я и сп ар ен и я. Ч ер ез д в е н едел и — 2 ию ля — п л ощ ад к у откры ли и в почве бы ло п ослой н о о п р ед е­ лен о и сходн ое р асп р едел ен и е влаги и хл ор а. П осл е этого п л о­ щ адка бы ла откры та для свободн ого и сп ар ен и я влаги . П о в ер х н о сть ее п о д д ер ж и в а л а сь в чистом от растен и й со ст о я ­ ни и. 3 о к т я б р я , т. е. ч е р е з 3 м е с я ц а , п о с л о й н о е о п р е д е л е н и е с о д е р ж а н и я влаги и х л о р а в почвенной п р и зм е бы ло п овтор ен о. Р езу л ь т а т ы оп ы та п р ед с т а в л ен ы н а р и с. 67. И з э т о г о р и с у н к а в и д н о , в о -п е р в ы х , ч то в л а ж н о с т ь в с е г о м ет р о в о го сл оя си льн о ум ен ьш и л ась , д о й д я в в ер хн ей ч асти д о величины м ен ьщ ей , ч ем м а к си м а л ь н а я ги гр оск оп и ч н ость , а в 248. с л о е 2 0 — 1 0 0 с м — д о в е л и ч и н ы , р а в н о й в с р е д н е м 1 1 %, т . е . той п р едел ь н ой в л аж н ости , д о котор ой , к ак мы ви дел и , п р осы ­ х а е т п о ч в а п о д ч ер н ы м й а р о м (с м . р и с. 6 6 ) . О б щ и й з а п а с « у с ­ л о в н о с в о б о д н о й » (т . е . з а в ы ч е т о м в е л и ч и н ы м а к с и м а л ь н о й г и ­ гр оск оп и ч н ости ) в л аги , к ак п ок а зы в а ю т п одсч еты , в м етр ов ой т о л щ е у м е н ь ш и л с я с 2 0 4 д о 8 4 м м , т. е. п р и м е р н о н а 6 0 % . В о - в т о р ы х , х л о р п е р е д в и н у л с я к в е р х у . В г о р и з о н т е О— 5 с м н а б л ю д а ется зн ач и тел ьн ое н ак оп л ен и е его, а во в сех остальны х 10 Содержание хлора, мг /100 г почвы 20 30 40 50 60 Рис. 67. Изменение содержания влаги и иона хлора в богарном сероземе в процессе испарения подвешен­ ной влаги (полевой опыт Большакова). / — о б щ е е с о д е р ж а н и е вл аги , 2 — с о д е р ж а н и е свободной в л аги , 3 — с о д е р ж а н и е и она х л о р а; Л д о о п ы та, Б — после оп ы та. СЛОЯХ — з н а ч и т е л ь н о е ум ен ьш ен и е его содер ж ан и я . С ледова­ тел ьн о, хл о р и з сл оя 5— 90 см п ер ед в и н у л ся в бол ьш ом к ол и ч е­ с т в е в с л о й О— 5 с м . И з эт и х д а н н ы х с п ол н ой о ч ев и дн о сть ю в ы тек ает, что п о д ^ в е ш е н н а я в л а г а в п р о ц е с с е и с п а р е н и я п е р е д в и г а л а с ь в п о ч в е н н о м п р о ф и л е в в е р х в ж и д к о й ф о р м е , пр ич ем и сп а р ен и е е е п р о и сх о д и л о п р и м ер н о н а г л у ­ би н е ок ол о 5 см . Т ак к ак к он ц ен тр ац и я р а ст в о р а в сл оя х, л е ­ ж а щ и х г л у б ж е 5 см , н е м ен я л а сь , то оч ев и дн о, что и сп а р ен и е н и ж е этой глубины не п р ои сходи л о. К ром е этого бессп ор н ого вы вода, нап раш ивается ещ е и втор ой , а и м ен н о, что п о д о б н о е п ер ед в и ж ен и е п одв еш ен н ой 2491 вл аги м о ж ет п р ои сходи ть лиш ь д о и зв естн ого п р ед ел а в л а ж ­ н о с т и , к о т о р ы й в д а н н о м с л у ч а е р а в н я л с я п р и м е р н о 1 1 %. Д л я п р овер к и эт о го вы вода, а т а к ж е д л я б о л ее д ета л ь н о го изуч ен и я м ех а н и зм а в сего явлени я в цел ом М . М . А б р а м о в о й (1 9 4 8 , 1 9 5 3 ) бы л а п о с т а в л ен а сер и я л а б о р а т о р н ы х оп ы тов, к о ­ то р ы е зак л ю ч ал и сь в сл ед у ю щ ем . Т рубк и из оци нк ованн ого ж ел е за ди ам етр ом около 90 мм и д л и н о й 1 м (в н е к о т о р ы х о п ы т а х 1 ,4 м ) н а б и в а л и в 'о з д у ш н о ■сухой п о ч в о й , п р е д в а р и т е л ь н о р а с т е р т о й и п р о п у щ е н н о й ч е р е з си то в 1 м м . З а т ем почвенную к ол он н у у в л аж н я л и св ер х у с л а ­ б ы м ( 0 ,0 1 н .) р а с т в о р о м х л о р и с т о г о к а л ь ц и я с т а к и м р а с ч е т о м , чтобы к ол он н а н е бы л а п р ом оч ен а н аск в озь , а лиш ь д о глуби н ы 7 0 — 8 0 см . И н ы м и сл о в а м и , в к ол он н е с о зд а в а л с я сл о й п о д в е­ ш ен н о й в оды . П о с л е эт о го т р у б к и с в ер х у п л о тн о за к р ы в а л и кры ш кам и и остав л я л и стоять 20 дн ей . Э тот срок, как бы ло в ы ясн ен о, обесп еч и в а л д о ст и ж ен и е почти р а в н о в есн о го со ст о я ­ ни я влаги . П о прош естви и 20 д н ей кон трольн ы е тр убк и вскры ­ вали и в них послой но оп р едел ял и влаж н ость и р асп р едел ен и е хл ор а. Д р у ги е трубк и ставили вертик ально п од н агревател ь из си л ь н ы х эл ек т р о л а м п , что в ы зы в а л о у с и л е н н о е и сп а р ен и е. Н а ­ гр ев п р о д о л ж а л ся но 8 ч а со в е ж е д н е в н о . П о п р ош еств и и о п р е ­ д ел ен н ы х п р ом еж ут к ов вр ем ен и т р убы п о оч ер едн о вскры вали и в н и х п о с л о й н о о п р е д е л я л и В л а ж н о с т ь и .с о д е р ж а н и е х л о р а . С м ы сл в н есен и я п о сл ед н его за к л ю ч а л ся в том , что с его п о ­ м ощ ь ю ж и д к а я в о д а как бы м ети л ась , и п о его п е р е р а с п р е д е ­ л ен и ю в кол онне, а т а к ж е по и зм ен ен и ю его кон ц ен трац и и м о ж ­ но бы ло суди ть о п ер едви ж ен и и воды в ж и дк ой ф орм е. Р езул ь т аты ч еты рех опы тов А б р а м о в о й п р ед став л ен ы на ри с. 68, 69, 70 и 71. К а ж д ы й р и сун ок состои т из т р ех сер и й кривы х. Л ев а я сер и я кривы х и зо б р а ж а ет р асп р ед ел ен и е в л а ж ­ н о ст и , с р е д н я я — р а с п р е д е л е н и е х л о р а и п р а в а я — -е г о к о н ц е н ­ т р а ц и ю . П о сл е д н я я в ы ч и сл ен а на « у сл о в н о св о б о д н у ю » в о д у , т .е . на с о д е р ж а н и е в л аги м и н ус велич ин а м ак си м ал ь н ой ги гр о­ ск оп и чн ости . О б р а т и м ся к ри с. 64, н а к о то р о м п р ед ст а в л ен ы р езу л ь та т ы оп ы та с легки м бесстр ук тур н ы м сугл и н к ом . П ри а н а л и зе кр и­ вы х н а ри с. 64 а со в ер ш ен н о я сн о в и д н о , ч то с о д е р ж а н и е п о д ­ в еш ен н ой в оды пр и и сп а р ен и и р езк о ум ен ьш и л ось , п р и ч ем эт о ум еньш ение бол ее или м ен ее равн ом ерно расп р остр ан и л ось на в с ю п р о м о ч е н н у ю т о л щ у (в д а н н о м с л у ч а е 7 0 с м ) . Н а и м е н ь ш а я в л а г о е м к о с т ь , к а к м о ж н о в и д е т ь и з р и с у н к а ,' р а в н я л а с ь 1 7 — 1 7 ,5 % . П о о к о н ч а н и и о п ы т а в л а ж н о с т ь у м е н ь ш и л а с ь д о 1 1 ,5 % . Т а к и м о б р а з о м , о к а з а л о с ь п о т е р я н о 6% в л а ги , т. е. о к о л о о д н о й т р ети о б щ ег о е е с о д е р ж а н и я . Е сл и ж е уч есть , что м а к си м а л ь ­ ная ги гроскоп ич ность этого сугл и н к а бы л а р ав н а 4% , а в л а ж ­ ность за в я д а н и я — д р и м ер н о 6% , то, сл ед ов ат ел ь н о, по о т н о ­ ш ен и ю к « у с л о в н о с в о б о д н о й » в о д е ,п о т е р я , с о с т а в и л а о к о л о 250 Рис. 68. Изменение распределения в легком суглинке подвешенной влаги и иона хлора, которым была помечена влага, в процессе испарения (по данным Абрамовой). а — р асп р ед елен и е в л а ж н о с т и , б — р асп р ед елен и е хл ора, s — ко н ц е н тр а ц и я х л о р а в условн о свободной, воде; / — исходн ое состоян ие, г — ч ер ез 1 д е н ь и сп ар ен и я, ^ — чер ез 2 д н я и сп ар ен и я, 4 — через 5 дн ей и сп ар ен и я , 5 — ч ер ез 10 д н ей исп арен ия, ff — ч ер ез 20 д н е й и сп арен ия. 4 5 % , а по отн ош ен и ю к д о ст уп н ой в л а ге — свы ш е половины (5 5 % ). С ущ еств ен н ы м я в л я ет ся то о б сто я т ел ь ств о , что по д о ­ сти ж ен и и оп р еделен н ого п р едел а влаж н ости , равн ого в данн ом с л у ч а е 1 1 ,5 % , д а л ь н е й ш а я п о т е р я в л а г и п о ч т и п р е к р а т и л а с ь . Это д о к а з ы в а е т с я т ем ф а к т о м , ч т о к р и в ы е р а с п р е д е л е н и я в л а ж ­ н о с т и н а 1 0 -й и н а 2 0 -й д е н ь н а к л а д ы в а ю т с я о д н а н а д р у г у ю , к р ом е тольк о сам ого верхн его, р езк о загн утого в л ев о отр езк а, о т н о с я щ е г о с я к в е р х н е м у 1 2 -с м с л о ю , п о ч в ы . О б р а т и м с я т е п е р ь к п о в е д е н и ю х л о р а (р и с. 6 4 6 ) . К р и в ы е его р асп р ед ел ен и я в общ ем п одобн ы кривы м р асп р едел ен и я в л а ж н о ст и , за и ск л ю ч ен и ем са м о й в ер хн ей ч асти , гд е они п р и ­ н и м аю т обр атн ую ф ор м у. В сам ы х в ер хн и х сл оя х почвенной колонны н а б л ю д а ется р езк о в ы р аж ен н ое н ак оп л ен и е хл о р а , по м а сш т а б у не ук л ады в аю щ ееся в рам ки р и сун к а и отм еч ен н ое циф рам и. Э та ф орм а кривы х и нак оплени е хл ор а в п оверхн ост­ ны х сл оя х полностью п од т в ер ж д аю т вы вод, которы й мы сдел ал и и з р ассм отр ен и я р езул ь татов опы та Б ол ь ш ак ов а: п одв еш ен н ая вл ага в п р оц ессе и сп ар ен и я п ер едв и гается вверх, к и сп ар я ю ­ щ ей п ов ер хн ости , в ж и д к о й ф ор м е, на что у к а зы в а ет н а к о п л е­ ние в в ер ху х л о р а , которы й м о ж ет п ер едв и гаться лиш ь в м есте с ж идкой водой. Ч тобы уточнить эт о т вы вод, мы вы числили к он ц ен тр ац и ю хл ор а в св ободн ой влаге. Е сли п ер едв и ж ен и е влаги совер ш ается тол ьк о в ж и д к о й ф ор м е, то к он ц ен тр ац и я х л о р а и зм ен я ться не д о л ж н а . П р и р а с с м о т р е н и и ри с.. 6 8 в в и д н о , ч т о в т е ч е н и е п е р в ы х 10 д н е й о п ы т а к о н ц е н т р а ц и я м е н я е т с я м а л о , х о т я в с е ж е и м е е т н ек отор ую тен ден ц и ю к увели чен и ю . Э то св и детел ь ств ует о том , что н а р я д у с р езк о в ы р аж ен н ы м в о сх о д я щ и м ток ом ж и д к о й вл аги в н езн ачи тел ьн ы х р а зм ер а х п р о и сх о д и т вн утр и п оч вен н ое и с п а р е н и е и п е р е д в и ж е н и е п а р о о б р а з н о й в л а г и (в е р о я т н о , н и ­ с х о д я щ е е ), в сл ед ств и е ч его к он ц ен тр ац и я р а ст в о р а н еск ол ьк о п о в ы ш а е т с я . М е ж д у 1 0 -м и 2 0 - м д н я м и о п ы т а к о н ц е н т р а ц и я си л ьн о у м ен ь ш а ется , пр ич ем эт о у м ен ь ш ен и е ох в а т ы в а ет всю п р ом оч ен н ую ч асть п оч вен н ой колонны и о со б ен н о р езк о он о в ы р а ж ен о в сл о е 10— 3 0 см . Е щ е р езч е у м ен ь ш ен и е в ы р а ж ен о в п е р и о д о т 2 0 -г о д о 4 0 -г о д н я . Т а к к а к о н о н а б л ю д а л о с ь во в с е х о п ы т а х б е з .и с к л ю ч е н и я ( а и х б ы л о п р о в е д е н о А б р а м о в о й м н о г о ), т о оч ев и дн о, что эт о я в л ен и е н е сл у ч а й н о , а в п ол н е зак он ом ер н о. Н а наш в згл я д, он о о б ъ я сн я ется сл ед ую щ и м о б р а зо м . Т ак как поч вен н ая к ол он н а св ер х у н агр ев ал ась , в ней д о л ж н а бы ла со зд а в а ть ся , как на это ук азы в ал ещ е Л еб ед ев , н и сходя щ ая п ер егон к а п а р о о б р а зн о й влаги . Э та в л а га , к о н д ен си р у я сь в н и ж них сл оя х, устр ем л я л ась у ж е в ж и дк ой ф ор м е обр атн о вверх, к и сп аряю щ ей поверхн ости , ун ося с собою хлор и сты й кальций, в сл ед ст в и е ч его с о д е р ж а н и е п о сл ед н его у м ен ь ш а л о сь , в то в р ем я как в л аж н ость п р о д о л ж а л а оставаться постоянной, равной 252 1 1 ,5 % . К о н ц е н т р а ц и я х л о р а п р и э т о м ,: е с т е с т в е н н о , п а д а л а . . О п и ­ са н н о е тол ьк о что я в л ен и е, в ер оя тн о, н а ч ал о сь о д н о в р ем ен н о с н ач ал ом опы та, но п оск ол ьк у в начальн ы й п ер и од опы та в почве бы ло м н ого влаги , к отор ая эн ер ги ч н о п одн и м ал ась вверх, эф ф ек т п ерегон к и за м ет ен не бы л. И лиш ь п осл е того, к а к в л а ж н о с т ь д о с т и г л а п р е д е л ь н о й в е л и ч и н ы , р а в н о й 1 1 ,5 % , п р и ч ем с в о б о д н а я от в оды п о р о зн о ст ь , ч ер ез к о т о р у ю м о ж ет п р ои сходи ть п ер егон к а п ар а, зн ач и тел ьн о ув ел и ч и л ась , оп и са н ­ н о е в ы ш е п е р е д в и ж е н и е в л а г и за : с ч е т п е р е г о н к и п а р а с д е л а л о с ь ин тен си вн ы м . Рис. 69. Изменение распределения в структурном черноземе подвешенной влаги и иона хлора, которым была помечена влага, в процессе испарения (по данным Абрамовой). I — исходн ое состоян ие, 2 — ч ер ез 20 д н ей и сп ар ен и я , 3 — ч ер ез 40 д н ей и сп арен и я. У ел. о б о зн а ч е н и я а — в см. рис. 68. О бр ати м ся, теп ер ь к р ассм отр ен и ю опы та А б р а м о в о й с м ощ ­ ны м ч ер н о зе м о м , в зя ты м н а ц ел и н н о м степ н о м у ч а ст к е Ц е н ­ тр ал ь н ого госуд ар ств ен н ого ч ер н озем н ого зап ов едн и к а. О пы т бы л п ост ав л ен в д в у х в ар и а н тах : с отсеян н ы м и а гр егатам и р а з м е р о м 1— 3 м м и р а с т е р т ы м р а с п ы л е н н ы м ч е р н о з е м о м . Р е ­ зу л ь та т ы опы та п р ед ст а в л ен ы н а р и с. 69 н 70, первы й и з к о т о ­ ры х отн оси тся к агр егатам , а втор ой — к р а ст ер то м у ч ер н озем у. О б щ а я к а р т и н а и в э т о м с л у ч а е п о л у ч и л а с ь т а ж е, с а м а я , что в оп ы те с л егк и м сугл и н к ом . Н ек о т о р а я ч асть п од в еш ен н о й в л аги в п р о ц е сс е и сп а р ен и я п ер ед в и н у л а сь в в ер х, н а что у к а зы ­ вает н ак оп л ен и е х л ор а в вер хн и х сл оя х колонны . П о сл е того как вл аж н ость ум ен ьш и л ась д о н е к о т о р о г о п р е д е л а ,-д а л ь н е й ш е е в о с х о д я щ е е п е р е д в и ж е н и е в л аги х о т я и н е п р ек р а т и л о сь вов се, как в опы те с покровны м сугл и н к ом , но сд ел а л о сь совер ш ен н о ничтож ны м . Н а это ук азы вает н езн ач и тел ь н ое расхож ден и е 253 кривы х в средн ей ч асти колонны , отн о ся щ и х ся к 2 0 -м у и 4 0 -м у д н я м в оп ы те с а г р ег а т а м и и к 2 0 -м у и 6 0 -м у д н я м в о п ыт е с р а с п ы л е н н ы м ч е р н о з е м о м . Т а к и м о б р а з о м , и в э т о м опы те мы н аходи м некотор ую п ер ел ом н ую величин у вл аж н ости , при которой сп особн ость подвеш ен н ой воды к в о сх о дя щ ем у п е­ р ед в и ж ен и ю при и сп ар ен и и есл и и н е сов сем и сч езает, то р езк о ум еньш ается. С ущ еств ен н ое отличие от легк ого суглин ка состои т в том , что и н тер в ал м е ж д у эт о й п ер ел о м н о й в ел и ч и н ой и в ел и ч и н ой W 20 Влатность.Х Содержание хлора мг/ЮОг почвы Нонцентрация хлора «г / ЮОг воды Рис. 70. Изменение распределения в растертом черноземе подвешенной влаги и иона хлора, которым была помечена влага, в процессе испарения (по данным Абрамовой). I — и сходн ое состояние, 2 — ч ер ез 20 дн ей и сп арен и я, 5 — ч ер ез 60 д н ей и сп арен и я. У ел. о б о зн ач ен и я а — в см. рис. 68. Н В отн оси тел ьн о, а в опы те с агр егатам и — и абсол ю тн о го ­ р а з д о м ен ь ш е, чем у л егк о го су гл и н к а . Д л я а гр ега т о в ч ер н о ­ з е м а э т о т и н т е р в а л с о с т а в л я е т п р и м е р н о 3% весовой в л а ж ­ ности, а д л я р асп ы л ен н ого ч ер н о зем а — ок о л о 6% . О т Н В эти в ел и ч и н ы с о с т а в л я ю т с о о т в е т с т в е н н о о к о л о 8 и 1 8 % , в ,т о в р е м я как д л я легк ого суглин ка он а д о сти га л а 35% . О бр ати м ся теп ер ь к ч етв ер том у опы ту А б р а м о в о й , п остав ­ л ен н ом у с тя ж ел ы м п ок ровн ы м сугл и н к ом . Р езу л ь т а ты опы та п р е д с т а в л е н ы н а р и с . 7-1. И в этом сл уч ае н абл ю дается в осходя щ ее п ер едв и ж ен и е п о д ­ веш ен н ой вл аги при и сп ар ен и и . Н о, в отличие от п р едш еств ую ­ щ их случаев, пр едельн ая в лаж н ость, при которой в осходя щ ее п ер ед в и ж ен и е п одв еш ен н ой влаги п р ек р ащ ается , в этом опы те дости гн ута не бы ла, н есм отр я н а то, что п р одол ж и тел ь н ость опы та бы ла д о в ед е н а д о 100 д н ей . Н а б л ю д а л о с ь лиш ь за м е д л е - 254 и и е, о ч ем сви детельствует т о т ;ф а к т , что расстоян ие м еж ду -к р и в ы м и ,, о т н о с я щ и м и с я к 6 0 - м у "И 1 0 0 - м у д н я м , м е н ь щ е , ч е м м е ж д у о т н о ся щ и м и ся к 2 0 -м у и 6 0 -м у д н я м , н о в с е ж е р а с х о д в л аги и ее в о сх о дя щ ее п ер едв и ж ен и е отчетливо п р одол ж аю тся и п о с л е 1 0 0 -г о д н я . О тм ет и м , что опы ты А б р а м о в о й п р и в о д и л и к с о в ер щ ен н о оди н ак ов ы м р езу л ь та та м , н езав и си м о от того, со п р о в о ж д а л и сь ли они н агр ев ом п ов ер х н о сти почвы или п р о х о д и л и б е з т ем п е­ ратурного гр ади ен та. . , Содермание хлора 'мг / 100г почвы Ионцентрация хлора мг / ЮОг воды Рис. 71. Изменение распределения в тяжелом суглинке подвешенной влаги и иона хлора, которым была помечена влага, в процессе испарения (по данным Абрамовой.), i..:•. / — и сходн ое состояние, 2 — ч ер ез 20 дн ей и сп ар ен и я, 5 — ч ер ез 60 д н ей и сп арен ия, ^ _ ч ер ез 100 д н ей и сп ар ен и я. У ел. о б о зн ач ен и я а — в см. рис. 68. К ак и е ж е об щ и е вы воды м о ж н о сдел ат ь из опы тов Б ол ь щ акова и А бр ам овой ? И з то го ф ак та, что п о д в ещ ен н а я в л ага при и сп ар ен и и п е р е ­ дви гается в ж и д к о й ф ор м е к и сп ар яю щ ей п овер хн ости в п р е­ д е л а х в с е й п р о м о ч ен н о й тол щ и , в ы тек ает в ы в од о том , что э т а в л а г а о б л а д а е т .с в о й с т в о м а п ' Л ^ ш н о с т и . С п л о ш н о с т ь с у щ е с т в у е т -н е т о л ь к о - п р и в л а ж н о с т и , р а в н о й Н В , но и при б о л е е н и зк ой , о д н а к о ли ш ь д о о п р е д е л е н ­ н о г о п р: е д е л а в л а ж н о с т и . М ы в и д е л и , ч т о в о с х о д я щ е е п е ­ р ед в и ж ен и е п одв еш ен н ой влаги при и сп ар ен и и п р ек р ащ ается или, по к р ай н ей м ер е, р езк о за м ед л я ется при н ек отор ой оп р е­ д ел ен н о й в л а ж н о ст и , х а р а к т ер н о й д л я д а н н о й почвы . Н а и б о л е е в ероя тн ой причиной так ого р езк ого за м ед л ен и я я в л яется и сч ез­ новени е сплош ности в св о б о дн о й в л аге, в то врем я как в л ага св я зан н ая это го свой ства сп лош н ости , вероятн о, не тер яет. ; М. М. А брам ова назвал а ук азан н ую вы ш е кри ти ч еск ую 255 \ в л а ж н о с т ь , п р и к о т о р о й п е р е д в и ж е н и е п о д в е ш е н н о й в л а г и , в ы зы в le M o e и с п а р е н и е м , р е з к о з а м ё д л я е т с я , в л а ж н о с т ь ю р а з ­ р ы в а к а п и л л я р н о й с в я з и , ж ел а я п одч ер к н уть , что н а1 ч и н ая с эт о й величины в л а ж н о ст и в поч ве не о ст а ет ся си стем J п ор, сп л ош ь зап ол н ен н ы х в л агой и сп л ош ь св ер х у д о н и зу про' н и зы в аю щ и х п р ом оч ен н ую ч асть п оч вен н ой тол щ и . Э ту велич ин у в л аж н ости мы б у д ем о б о зн а ч а т ь си м волом В Р К . П р и в л а ж н о с т и м ен ьш ей , ч ем В Р К , в о д а о ст а ет ся главн ы м о б р а з о м в ф о р м е н еп о д в и ж н ы х п л ен ок н а п о в ер х н о ст и ч асти ц . А . М . Г л о б у с (1 9 6 2 ) сч и тает, что В Р К я в л я ет ся гр а н и ц ей м е ж д у св о б о д н о й в л агой и св таан н ой . О н п р ед л а г а ет н азы вать э т у к о н с т а н т у .- « в л а ж н о с т ь ю ''р а з р ы в а в л а г о п р о в о д н ы х п л е н о к » , р а ссм а тр и в а я ее не как о дн озн ач н ы й ур ов ен ь , а некоторы й, хотя и узк и й , д и а п а зо н в л а ж н о ст и гр ун та. В т ор ой вы вод, вы тек аю щ и й и з р аботы А б р а м о в о й , за к л ю ­ ч ается в том , ч то вел и ч и н а В Р К и, что ещ е в а ж н е е, велич ин а и н тер вал а м е ж д у Н В и В Р К зав и ся т от м ехан и ч еск ого состав а и стр у к т у р н о го со ст о я н и я почвы . М ы в и д ел и , что б е с с т р у к т у р ­ ны й су гл и н о к м о ж е т п о тер я ть о к о л о 30% о б щ ег о з а п а с а в оды , с о д е р ж а щ е г о с я в нем при в л а ж н о ст и , р а в н о й Н В , ил и ок о л о 50% за п а с а « у сл о в н о св о б о д н о й » в л аги . Р асп ы л ен н ы й ч ер н о зем т е р я е т л и ш ь 6% о т в е с а п оч в ы , ч то с о с т а в л я е т л и ш ь 18% о б ­ щ его за п а са в л аги и 27% з а п а с а « усл ов н о св о б о д н о й » влаги . И , н а к о н ец , ст р у к т у р н ы й ч е р н о зе м т е р я е т в с ег о 3% в л а ги от в е с а п оч в ы , ч то с о о т в е т с т в у е т 8% о б щ е г о з а п а с а и 12% з а п а с а « усл ов н о св о б о д н о й » влаги . Т аки м о б р а зо м , эти д ан н ы е с п о л ­ ной убеди тел ь н ость ю п о д т в ер ж д а ю т вел и ч ай ш ее зн ач ен и е стр ук ­ туры дл я п р едотв р ащ ен и я вр едн ы х потерь влаги на и сп ар ен и е. В о зн и к н о в ен и е в п р о ф и л е почвы В Р К как так ой в л а ж н о ст и , п осл е устан овл ен и я которой п р ек ращ ается в о сх о дя щ ее п ер едв и ­ ж ен и е п одв еш ен н ой вл аги к п овер хн ости и сп ар ен и я, о б н а р у ж и ­ в ал ось и д р у ги м и и ссл ед о в а т ел я м и и при это м в п ол ев ы х у с л о ­ виях, в почве с естествен н ы м сл ож ен и ем . В а с и л ь ев (1 9 5 8 , стр . 162) н а б л ю д а л э т о я в л ен и е н а ч истом п а р у н а д е р н о в о -п о д зо л и с т о й п очве. П о д а н н ы м Р о д е (1 9 6 3 , р и с. 8 и 2 1 ) , В Р К о т ч ет л и в о у с т а н а ­ вл и вал ась в почвах сол он ц ового к ом плекса. В р а б о т е Я н В э н ь -ч ж и (1 9 6 3 ) м ы н а х о д и м п р о ф и л и в л а ж ­ н о ст и с в ёт л б -й а ш т а н о в о й п очвы п о д л е сн о й п о л о со й и н а вы ­ р убк е, на к оторой расти тел ьн ость отсутств ов ал а и и м ел о м есто ли ш ь ф и зи ч ёск ое и сп ар ен и е вл аги . Э ти пр оф и л и п р и в одя тся на р и с. 7 2 . П о д л е с н о й п о л о с о й (р и с . 7 2 а ) в л а ж н о с т ь в т е ч е н и е Л ета — о т н а ч а л а м а я (к р и в а я 4 ) д о н а ч а л а с е н т я б р я (к р и ­ в а я S) ^ п р о г р е с с и в н о с н и ж а л а сь , д о ст и гн у в вели ч и н ы 10— 11% , л еж а щ ей при м ерн о в сер ед и н е ин тер вал а М Г — В З . В то ж е врем я н а п л о щ а д к е б е з р а с т и т е л ь н о с т и (р и с . 7 2 б ) з а м е т н о е у м е н ь ш е ­ н и е в л а ж н о с т и п р о д о л ж а л о с Б л и ш ь с н а ч а л а 'м а я (к р и в а я 4 } д о с ер ед и н ы и ю н я (к р и в а я 5 ) , к о г д а в л а ж н о с т ь 17% и .д а л е е у ж е н е м е н я л а с ь , и с к л ю ч а я с а м ы й сл ой почвы . П о д тя ги в а н и е п о д в еш ен н о й :в л аги и сп ар ен и я и м ел о м есто с глуби н ы не м ен ее 2 м. п он и зи л ась д о в е р х н и й 4 0 -с м к н овер хн ости О ч ев и дн о, что Рис. 72. Изменение распределения влаги в светло-каштановой почве в течение вегетационного периода (по данным Ян-Вень-чжи). а — под лесн ой полосой, б — п о д чи сты м п аром н а вы р у бке; | — Н В , 2 — МГ, 3 — В З, 4 — в л а ж н о с т ь ЗА^, 5 — в л а ж н о с т ь 17/VI, 6 — в л а ж н о с т ь 1/VI1, 7 — в л а ж н о с т ь 1 /V III, 8 — в л а ж н о с т ь 2/IX. 17%) и е с т ь В Р К в д а н н о й п о ч в е . О н а л е ж и т в и н т е р в а л е Н В — В З , н еск ол ьк о б л и ж е к п о сл ед н ей вел и ч и н е. В л а ж н о ст ь р азр ы в а к ап и л л яр н ой св я зи , к ак мы ви ди м , п р ед ­ ставляет собой такую влаж н ость, при которой п р ои сходи т р е з­ к о е и з м е н е н и е п о д в и ж н о с т и - н ' о а в е ш о ^ в я а г и . М о ж н о .с д е л а т ь общ и й вы вод, что есл и о д н о й из п ер ел ом н ы х велич ин в л аж н ост и почвы , при которой наблю дается сущ ествен н ое и зм ен ен и е 17 З ак аз № 405 257 п одв и ж н ости почвенной влаги , я в л я ется Н В , то второй такой ж е величин ой явл яется В Р К , котор ой т а к ж е соотв етств ует р е з­ к ое, ск а ч к о о б р а зн о е и зм ен ен и е п о д в и ж н о сти п оч в ен н ой влаги . М о ж н о п о ст а в и т ь в о п р о с: н ет л и к а к о г о -л и б о п р о т и в о р еч и я м е ж д у т ем ф а к т о м , ч то п о д в е ш е н н а я в л а г а н е с т е к а е т в н и з, в с у х у ю ч а ст ь п о ч в е н н о -г р у н т о в о й т о л щ и , н е с м о т р я н а н а л и ч и е с о о т в е т ст в у ю щ е г о , ч а ст о оч ен ь зн а ч и т е л ь н о го г р а д и е н т а в л а ж ­ н о ст и н а н и ж н е й г р а н и ц е п р о м о ч ен н о й т ол щ и , и т ем ф а к т о м , что в то ж е врем я эта в л ага сп о со б н а п ер едв и гаться вверх, к испаi р я ю щ ей п овер хн ости ? М ы п о л а г а ем , что н и к ак ого п р оти в ор еч и я н ет. П ер ед в и ж е н и е вл аги в в ер х п о д вли ян и ем и сп ар ен и я сов ер ш а ется в п р е д е ­ л а х у ж е п р о м о ч е н н о й т о л щ и , о б л а д а ю щ е й в силу т о г о , ч т о в о д н о е т е л о я в л я е т с я - с п л о ш н м м , в^ы с л к о й в л а г о п р о в о д д д с т ь ю . В л ага м ож ет передвигаться в п р едел ах эт о го т ел а д о т ех п ор, п ок а сп л ош н ость его н е и сч езн ет, к т о м у уч астк у п оверхн ости этого тел а, с к отор ого п р ои сходи т р а сх о д в л а ги . В т о ж ё в р е м я п о д в е ш е н н а я в л а г а н е п е р е д в и г а е т с я в н и з, н есм отр я на наличие гр ади ен та п од ни ж ней п оверхн остью в о д ­ н ого т ел а , п о той п р и ч и н е, что н а эт о й гр а н и ц е о б р ы в а ет ся его сп л ош ность и р езк о п а д а ет в л агоп ров одн ость. Д о ста т о ч н о с о ­ зд а т ь р а с х о д в л аги с эт о й гр ан и ц ы , к ак сей ч а с ж е п о д в еш ен н а я в л а га н ач н ет п ер ед в и га т ь ся к ней, что и бы л о п о к а за н о о с о ­ бы м и опы там и А бр ам ов ой . В св я зи с эти м в о зн и к а ет д р у г о й воп р ос: п о ч ем у н ал и ч и е гр ади ен та в л аж н ости п о д н и ж н ей гр ан и ц ей п р ом оч ен н ой толщ и н е в ы зы в а ет р а с с а сы в а н и я в л а ги вн и з? Н а эт о т в о п р о с мы отв ети м н еск ол ьк о н и ж е. В озн и к н о в ен и е ВРК и зуч ал ось Ф еттер л ей н ом (V e tte r le in u n d K o itz s c h , 1 9 6 4 ). О н и с с л е д о в а л и з м е н е н и й в л а г о п р о в о д ­ н ости в за в и си м о ст и от в л а ж н о ст и в п оч в ах р а зн о го гр а н у л о ­ м етр и ч еск ого состав а и в отдельн ы х гр ан ул ом етр и ч еск и х ф р а к ­ циях. И ссл едо в а н и е вел ось с п ом ощ ью д в у х м ем б р а н н о го п р и ­ б о р а к он стр ук ц и и ав тор а. Ф еттер л ей н у к а зы в а ет , что четк о в ы р аж ен н ое явлени е В Р К м ож ет н абл ю даться только в м алогл и н и сты х п еск а х и чисты х ф р а к ц и я х . О н отм еч ает, что в м о ­ м ен т р азр ы в а к ап и л л я р н ой св я зи в л а ж н о ст ь почвы р езк о сн и ­ ж а е т с я и в л а г о п р о в о д н о с т ь п а д а е т д о и ск л ю ч и т ел ь н о н и зк ой в ел и ч и н ы . П о -в и д и м о м у , т о , ч то н а б л ю д а л Ф ет т ер л ей н н е есть ВРК в наш ем см ы сл е. К ак видно из опы тов А брам овой (с м . р и с. 6 8 ) , в л а ж н о с т ь п оч в ы в п р о ц е с с е и с п а р е н и я у м е н ь ­ ш ается п остеп ен н о в и н тер вал е от Н В д о В Р К и по дости ж ен и и последней вл ага д ел а ет ся устойчивой; Н икакого в н езап н ого у м е н ь ш е н и я в л а ж н о с т и п р и 'э т о м н е . п р о и с х о д и т . О ч е в и д н о , Ф е т ­ тер л ей н н а б л ю д а л ин ое— в н езап н ое о п ор аж н и в ан и е кап иллярн ы х п ор в тот м о м ен т , к о г д а в с а с ы в а ю щ е е д а в л е н и е д о с т и г а е т в е л и -, чины к ап и л л яр н ого д а в л ен и я , с о зд а ю щ его ся в «ш ей к ах» пор 258 н а и б о л е е ч а с т о в с т р е ч а ю щ е г о с я (в д а н н о й п о ч в е ) р а з м е р а . Е с т е ­ ствен н о, что н а и б о л ее отчетли во эт о я в л ен и е в ы р аж ен о в о т д ел ь ­ ны х гр а н у л о м ет р и ч еск и х ф р ак ц и я х, в к отор ы х обы ч н о р езк о п р е о б л а д а ю т п ор ы к а к о г о -т о о д н о г о р а з м е р а . , П о в сей в ер о я т н о ст и , п р и б о р Ф ет т ер л ей н а , г д е о б р а з е ц почвы н ебол ьш ой м ощ н ости п ом ещ ен м е ж д у д в у м я пористы м и м ем ­ бр ан ам и , на вн еш них стор он ах которы х со зд а ет ся р азн ость дав л ен и й , н е м о ж ет в осп р ои зв ести п ер ед в и ж ен и е вл аги в е ст е ­ ственн ой почве или в н асы п ной к ол он н е в и н тер вал е в л аж н ости Н В — В Р К . В эт о м с л у ч а е мы и м еем д е л о с т о л щ ей почвы б о л ее или м ен ее зн а ч и тел ь н о й м ощ н ости , в к ото р о й на в ер х н ей (и сп а ­ р я ю щ ей ) п о в ер х н о ст и п о ст еп ен н о у м е н ь ш а е т с я (а л г е б р а и ч е ск и ) в са сы в а ю щ ее д а в л е н и е , п р и ч ем п о я в л ен и е гр а д и ен т а в са сы в а ю ­ щ его дав л ен и я со п р я ж ен о , в ер оятн о, со см ен ой п р оц есса у в л а ж ­ нени я п р оц ессом и ссуш ен и я, к отор ая в ов л ек ает в и гру ги стер ези с (Р о д е и Р о м а н о в а , 1 9 6 4 ). П р и эт о м в т о л щ е, г д е со в ер ш а е т с я п ер едв и ж ен и е п одвеш ен н ой влаги в и н тер вал е Н В — В Р К , как это в и д н о и з о п ы то в А б р а м о в о й (с м . р и с. 6 8 ) , г р а д и е н т в л а ж н о с т и в н ач ал е п р оц есса и сп ар ен и я д а ж е не со зд а ет ся . Н ео б х о д и м о отм ети ть т а к ж е, что вы воды Ф еттер л ей н а. н а ­ х о д я т ся в п р отивореч ии с р ассм отр ен н ы м и вы ш е н абл ю ден и я м и м н о ги х и с с л е д о в а т е л е й (В а с и л ь е в , 1958, Р о д е , 1963, Я н В эн ь ч ж и , 1 9 6 3 ), к отор ы е н а б л ю д а л и от ч ет л и в ое в о зн и к н о в ен и е у с ­ тойчивой В Р К в п р и р одн ы х у сл ов и я х в сугли н и сты х почвах. Т еперь нам н уж н о п озн ак ом и ться ещ е с одн и м сущ еств ен ­ ны м св ой ств ом п од в еш ен н ой воды в тон к озер н и ст ы х п оч в ах и грунтах. Р ассм атр и в ая воп р ос о свой ствах этой воды в гр унтах с р е д н е з е р н и с т ы х ( п е с ч а н ы х ) , м ы в и д е л и , ч т о с о з д а н и е с л о я -к а ­ пиллярно п одвеш ен н ой воды в этом сл уч ае обусл ов л ен о и сх о д ­ ной сухостью соответствую щ его м атер и ал а, к отор ая и с о х р а ­ н я ется в н и ж н и х сл оя х, п о д п р ом оч ен н ой тол щ ей . Е сл и ж е гр унт о б л а д а ет д а ж е так ой н евы сокой в л аж н ость ю , как 2 — 3% , , то вся в л а га , п о ст у п а ю щ а я н а его п о в ер х н о ст ь , н е м е д л ен н о с т е ­ к а е т в н и з, о с т а в л я я в в ер х н и х с л о я х л и ш ь н е б о л ь ш о е к о л и ч еств о сты к ов ой в оды . И з э т о г о , к а к у ж е го в о р и л о с ь в ы ш е, в ы т ек ает , что в с р е д н е зе р н и с т ы х п о ч в а х и г р у н т а х с у щ е ст в е н н у ю р ол ь в удер ж ан и и насы щ аю щ ей к а п и л л я р н о -п о д в еш е н н о й влаги и гр ает ги стер ези с см ачи ван и я. К ак ж е обстои т д е л о в этом отн ош ен и и в п оч в ах и гр ун тах тон к озер н и сты х? П рям ы х эксп ер и м ен тал ьн ы х дан н ы х по этом у в оп р осу в л и ­ т е р а т у р е , п о -в и д и м о м у , н е и м ее т с я . Е с л и ж е м ы о б р а т и м с я к н абл ю ден и я м н ад водны м р еж и м ом в п р и р оде, то не н ай дем ни о д н о го у к а за н и я на то, ч тобы при сугл и н и стом или гл и н и ­ стом м ехан и ческ ом составе почв и гр унтов вели ч и н а Н В х о т ь в к а к о й -н и б у д ь м е р е за в и с е л а от п е р в о н а ч а л ь н о й в л а ж ­ н о ст и п о ч в е н н о -г р у н т о в о й т о л щ и . И н ы м и с л о в а м и , н а и б о л ь ш е е 17* • 259 к ол и ч ество п одв еш ен н ой вл аги , к о т о р о е м о ж ет бы ть у д е р ж а н о дан н ы м сл о ем почвы или гр у н т а , сов ер ш ен н о н е за в и си т ни от п ер в он ач ал ь н ой в л а ж н о ст и эт о го сл оя , ни от п ер в он ач ал ь н ой в л аж н ости н и ж е л еж а ш и х сл оев при том еди н ствен н ом условии, ч т о в л а г а я в л я е т с я д е й с т в и т е л ь н о п о д в е ш е н н о й , т. е. ч т о к а к о й бы то ни б ы л о г и д р о ст а т и ч ес к и й п о д п о р о т су т с т в у е т . П о сл е того к ак А б р а м о в о й бы ли вы п олнены р а ссм о тр ен н ы е вы ш е опы ты и бы л о у ст а н о в л ен о п р ед с т а в л ен и е о В Р К , е с т е ­ ствен н о, в озн и к сл ед у ю щ и й в оп р ос. Д о п у ст и м , ч то п о д в еш ен н а я вл ага в опы тах А бр ам ов ой удер­ ж ивалась капиллярны м и силам и , т. е. б ы л а в л а г о й к а п и л л я р н о - п о д в е ­ ш ен н ой , как ее н а зы в а ет в св оей р а ­ боте А б р а м о в а и как ее в то врем я н а зы в а л и а в т о р н а с т о я щ е й кн иги . В т а к о м с л у ч а е н у ж н о о ж и д а т ь , что в и н тер вал е в л аж н ости от В Р К д о Н В эт а в л а га д о л ж н а бы ть с п о ­ с о б н а п ер едав ать ги др остати ч еск ое ° so д а в л ен и е. Ч тобы п р овер и ть с п р а в е д ­ Е , ли вость т ак ого п р ед п о л о ж ен и я , А б ­ р а м о в а п о с т а в и л а с л е д у ю щ и й опы т. И з того ж е легкого суглинка, с к ото­ ры м о н а п р о в ел а б о л ь ш у ю ч асть с в о ­ их опы тов и к к о т о р ом у отн осятся д а н н ы е ри с. 68, бы л а п р и готов л ен а колонна с за р а н ее задан н ой в л а ж ­ н о с т ь ю , р а в н о й 1 4 % , т. е. л е ж а в ш е й Ю О 4 8 12 16 прим ерно п осер еди н е м еж д у величи­ Влажность почвы н а м и Н В ( 1 7 ,5 % ) и В Р К . ( И 7 о ) - Н а в ерхн ю ю п овер хн ость колонны бы ло п о д а н о 125 м л в о д ы . П о с л е 1 0 -д н е в н ого стоян и я при отсутстви и и сп а ­ рени я в колонне послой но бы ла о п р ед ел ен а в л аж н ость . Р езул ь таты опы та п р ед ста в л ен ы на ри с. 73. Е сл и бы в л а га , с о д е р ж а в ш а я с я в к ол он н е при в л а ж н о ст и , равн ой 14% , бы ла сп о со б н а п ер ед а в а ть ги др остати ч еск ое д а в ­ лен и е, то п оя вл ен и е н а д п овер хн остью поч венной колонны слоя с в о б о д н о й в оды д о л ж н о б ы л о бы в ы зв ать н и с х о д я щ е е п е р е д в и ­ ж ен и е вл аги в о всей п р ом оч ен н ой ч асти колонны , что в свою о ч ер ед ь д о л ж н о бы ло бы о т о зв а т ь ся п ов ы ш ен и ем в л а ж н о ст и во всей к ол он н е и в о со б ен н о сти в ее н и ж н ем кон ц е, гд е вл ага д о л ж н а бы л а бы н ак оп и ть ся . М е ж д у тем , к ак в и д н о и з р и сун к а, повы ш ени е в л а ж н о ст и охв ати л о лиш ь в ер хн и е 60 см . Н и ж е в л а ж н о с т ь о с т а л а с ь р а в н о й 1 4 ,5 % , т . е . и с х о д н о й в е л и ч и н е . В с я прибавленн ая влага (1 2 5 м л ) и з р а с х о д о в а л а с ь п а д о в е д е н и е Рис. 73. Промачивание ко­ лонны легкого суглинка, предварительно увлажнен­ ного до влажности, средней между НВ и ВРК (по дан­ ным Абрамовой). 260 в л а ж н о ст и са м о й в ер х н ей ч асти к ол онны д о величины Н В и на со зд а н и е слоя с п ер еходн ой влаж ностью . Т ак и м о б р а з о м , и з эт о го опы та мы в и ди м , что п о ч в е н н а я в л а г а в и н т е р в а л е в л а ж н о с т и м е ж д у В Р К и Н В п е р е д а в а т ь г и д р о с т а т и ч е с к о е д а в л е н и е не м о ­ жет. П ер ей д ем теп ер ь к п о сл ед н ем у воп р осу, к асаю щ ем уся п ов е­ ден и я п одв еш ен н ой вл аги в тон к озер н и сты х п оч в ах и гр ун тах. Э тот в оп р ос за к л ю ч а ется в устан ов л ен и и р а зм ер а почвенны х пор, в которы х м ож ет удер ж и в аться и у д ер ж и в а ется влага н аи ­ м еньш ей вл агоем кости. П р е ж д е в сего к эт о м у в о п р о су м о ж н о поп ы таться п одой ти и сх о д я и з ф о р м у л ы Ж ю р е н а . М ы зн а ем , что в ел и ч и н а Н В почв е н н о -г р у н т о в о й т о л щ и н е за в и с и т о т т о г о , и м ее т м е ст о и л и нет с м ы к а н и е п о д в е ш е н н о й в о д ы с к а п и л л я р н о й к а й м о й , т. е. с в л а ­ гой п о д п ер то й . И з эт о го м о ж н о с д е л а т ь вы вод, что к ап и л л яр н ы й п о д ъ ем зак ан ч и в ается на гр ан и ц е п ер ех о д а вл аги п од п ер той во вл агу п одвеш ен ную . С л едовател ьн о, вл ага подвеш ен н ая д о л ж н а со дер ж ать ся в таких п ор ах, в которы х собствен н о капиллярны е явлен и я, в осн ов е которы х л еж и т р азн ость п овер хн остн ы х я в л е­ ний, у ж е и сч езаю т. М ы у к а зы в а л и вы ш е, ч то м а к си м а л ь н а я в ы со та к а п и л л я р н о го п о д ъ ем а в п р и р о д е в л ёссо в и д н ы х гр ун т а х обы ч но не пр евы ш ает 3 0 0 см . П р и м ен и в ф о р м у л у Ж ю р ен а ------ ----------------------_ Q3Q И п о д став и в вм есто Н 300 см , н а й д ем д и а м ет р п ор, отвеч аю щ и й этим п р едел ьн ы м в ы сотам к ап и л л я р н ого п о д ъ ем а . О н б у д ет р а в е н 0 ,0 0 1 0 с м , и л и 1 0 м к . Р а сч ет м о ж н о сдел а ть и ин аче, п остави в своей за д а ч ей найти тот р а зм ер ч асти ц , и з к отор ы х д о л ж н ы состоять п оч ва или Грунт, д л я т о г о ч тобы д а т ь т а к и е ж е вы соты к а п и л л я р н о го п одъ ем а при услови и раздел ьн оч асти ч н ости (т . е . о т с у т с т в и я агр егатов ) и м он оди сп ер сн ости . Т ак ая п остан овк а воп р оса я в ­ л я ет ся , кон еч но, сов ер ш ен н о отвл еч ен н ой , т ак к ак ' в п р и р оде т о н к о зер н и ст ы е гр унты н и к о гд а поч ти н е бы в аю т м о н о д и сп ер сны м и и р аздел ь н оч асти ч н ы м и . В о сп о л ь зу ем ся д л я р еш ен и я д а н ­ ной за д а ч и п р еобр азов ан н ой ф ор м ул ой Ж ю р ен а. Э та ф о р м у л а д л я « и д еа л ь н о й » почвы при гек сагон ал ь н ой у п а к о в к е и м е е т т а к о й в и д (с м . ст р . 3 2 8 ): при к ап ил л ярн ом п о д ъ ем е в сухой кол онне £)Я = 1,04, при кап илл ярн ом п о д ъ ем е в см оченн ой колонне £ > Я = 1 ,9 3 , г д е / ) — д и а м е т р ч а ст и ц в см . 261 П о д с т а в л я я в эти ф о р м у л ы Я = 3 0 0 с м , н а х о д и м д л я п е р в о г о сл у ч а я (с у х а я к о л о н н а ) / ) = 30 м к и д л я в т о р о го сл у ч а я (с м о ч е н ­ н ая к о л о н н а ) £ > = 6 4 мк. Т аки м о б р а зо м , по эти м в есьм а гр убы м и усл ов н ы м р а сч ет а м п о л у ч а е т с я , что н а и б о л ь ш и й п о п ер еч н и к пор , в к о т о р ы х м о ж е т с о д е р ж а т ь с я п о д в еш ен н а я в л а га в тон к озер н и ст ы х п оч в ах и г р у н т а х , р а в е н п р и м е р н о 10 м к , п р и ч ем п о д о б н ы е п о р ы п р и усл ов и и м о н о д и сп ер сн о ст и почвы или гр ун та о т в еч аю т ч асти ч ­ кам , и м ею щ и м д и а м е т р 3 0 — 60 мк. П о в т о р я ем ещ е р а з, что р а сч ет эт о т я в л я ет ся оч ен ь у с л о в ­ ны м и и м еет св о ей ц ел ь ю в ы я сн ен и е ли ш ь п р и бл и зи тел ь н ого, вы сш его п р ед ел а и ск ом ы х величин . И сти н н ы е величины , в е ­ роятн о, м ен ьш е н ай ден н ы х. Ч р езв ы ч ай н о и н т ер есн ую п оп ы тк у эк сп ер и м ен т а л ь н о го р е ­ ш ен и я д а н н о го в о п р о са мы н а х о д и м у Ф р а н ц ессо н а (1 9 4 7 ). И м бы ли в ы дел ен ы тр и ф р а к ц и и части ц ; мелкий песок . . . . крупная пыль . . . . средняя пыль . . . . 0,25—0,05 мм 0,05—0,01 мм 0,01—0,005 мм С эти м и тр ем я ф р ак ц и я м и Ф р а н ц ессо н п р ов ел д в е сер и и опы тов. О пы ты п ер в о й сер и и за к л ю ч а л и сь в с л ед у ю щ е м . Ч астицы ук азан н ы х р а зм ер о в н асы п ал и сь сл оем тол щ и н ой в 5 см в ст ек ­ лянны е тр убк и , обер н уты е сн и зу м ар л ей . Ч асти ц ы по в о зм о ж ­ н ости плотно утр уш и вал и сь и см ачи вались сн и зу — капил­ л я р н о — водой , к отор ая за т ем слегк а отсасы в ал ась путем к р ат­ к овр ем ен н ого п ом ещ ен и я тр убк и на су х у ю ги п совую п л асти н к у д л я того, ч тобы пы ль п р и о б р ел а н ек отор ую св я зн ость . З а т ем на верхню ю п оверхн ость сл оя пы ли или п еск а п ом ещ ал и сл ой в о зд у ш н о -с у х и х агр ега т о в и з и зу ч а е м о го о б р а з ц а почвы или о т ­ д ел ь н ы е глы бк й почвы . Н и ж н и е концы т р у б о к п р и в од и л и сь в соп р и к осн ов ен и е с в одой , и агр егаты или глы бк и к ап и л л я р н о н асы щ ались водой. Н асы щ ен и е дл и л ось 2— 3 дн я. П осл е эт о го тр убк и стави л и сь н и ж н и м и к он ц ам и на ги п совую п л асти н к у, вы суш ен н ую в т ер м о ст а т е, д л я отсасы в ан и я влаги . А гр егаты или глы бк и за щ и щ а л и сь от п отер и вл аги на и сп ар ен и е. О т са ­ с ы в а н и е п р о и з в о д и л о с ь д о т е х п о р ,.п о к а н е у д а л я л а с ь к а п и л ­ лярная вода, наполняю щ ая пром еж утки м еж ду ч астиц ам и в т р у б к а х , что о п р ед ел я л о сь по и зм ен ен и ю ц в ета пы ли и л и песка. Т от м ом ент, к огда н а ст у п а л о п ол н ое осв етл ен и е сл о я пы ли или п еск а, Ф р ан ц ессон считал кон цом отсасы ван и я. П о его м н е­ ни ю , в эт о т м о м ен т за к а н ч и в а л о с ь о т са сы в а н и е ги п сом в л аги из в сех к ап и л л я р ов почвы , р а зм ер к отор ы х бы л к р у п н ее р а зм ер а капилляров, которы м и хар ак тер и зов ал ась данная ф ракция пы ли или песка. П о окон чан ии отсасы ван и я о п р ед ел я л а сь о ста ­ точн ая в л аж н ость в а гр ега т а х или глы бках. 262 П р о д е л а в т а к и е опы ты с м ощ н ы м су гл и н и сты м ч е р н о зе м о м , Ф р ан ц ессон соп остав и л остаточ н ую в л аж н ост ь с величин ой Н В ТОГО ж е ч е р н о з е м а , о п р е д е л е н н о й в п о л е в ы х у с л о в и я х . Р е з у л ь ­ тат п ол учи лся сл едую щ и й : Остаточная влаж ность. в пахотном горизонте Отсасывание через: ■мелкий песок (0,25—0,05 мм) . крупную пыль (0,05—0,01 мм) среднюю пыль (0,01—0,005 мм) 35,1 2 6 ,8 24,6- в под­ пахотном го р и зо н т е ' 3 6 .5 28 ,0 25.6 В е л и ч и н а Н В д л я п а х о т н о г о г о р и з о н т а р а в н я л а с ь 2 7 ,0 — 2 7 , 2 % , а д л я п о д п а х о т н о г о — 2 7 ,5 % . Т аки м о б р а зо м , величин а Н В о к а за л а сь бл и зк ой к о статоч ­ н ой в л а ж н о с т и п о сл е о тса сы в а н и я в л аги ч е р е з к р у п н у ю пы ль. П одобн ы е оп р едел ен и я бы ли сдел ан ы Ф ран ц ессон ом дл я ц е­ л о го р я д а почв. Р езу л ь т а ты п р и в од я тся в т а б л . 61. Таблица 61 Влажность почвы после отсасывания влаги через, крупную пыль и наименьшая влагоемкость тех ж е почв (по данным Францессона, 1947) Почва Мощный чернозем, легкий пылевато­ суглинистый ........................................... Мощный чернозем, средний пылева­ то-суглинистый ..................................... То ж е ........................................................... Слабосолонцеватый чернозем глини­ стый ..................... ............................... ..... То ж е ...................... ; ............................... Обыкновенный чернозем глинистый . То ж е ........................................................... Тяжелый покровный суглинок . . . Горизонт Влажность после отсасывания через крупную пыль, % Аг 2 4 ,5 24-4 Пах. •^1 В 2 7 ,5 2 8 ,3 24 ,6 27,1 27,5 2 4 ,9 Пах. В Пах. Al В ВС 3 1 ,8 2 6 ,2 3 8 ,4 3 8 ,0 2 5 ,7 2 3 ,4 3 2 ,9 —35 ,3 , 2 5 ,5 3 7 ,4 38,8 ' 29,5 23,3 Наименьшая влагоемкость П оск ол ь к у почти во в сех сл у ч а я х велич ин а Н В о к а за л а сь бл и зк ой к остаточ н ой в л а ж н о сти п осл е отсасы в ан и я в л аги ч ер ез к р уп н ую пы ль, Ф р а н ц ессо н сч и тает, что в л а га , с о д е р ж а щ а я с я 263 в почве, при в л а ж н о ст и , р авн ой Н В , н а х о д и тся в поч ве в к ап и л ­ л я р ах, ди ам етр которы х м еньш е д и а м етр а к ап илл яров, о б р а зу ю ­ щ ихся в сл о е крупной пы ли. К апи лляры ж е б о л ее крупны е при этой в л а ж н о ст и оста ю тся п ор ож н и м и . В еличин а кап илл ярн ого сосан и я при пом ощ и к ап илл яри м етра оп р еделялась прим ерно так ж е, как у П ури. Р езул ь таты пол учи лись сл едую щ и е; для крупной п ы л и 0 , 2 1 — 0 ,2 5 а т м ., т . е . 2 1 0 — 2 5 0 с м . в о д . с т ., д л я с р е д н е й п ы л и 0 ,7 0 а т м ., т . е . 7 0 0 с м в о д . ст. Д р у ги е оп р едел ен и я д а л и дл я крупной пы ли нескольк о б о л ее вы сокую вели ч и н у к ап и л л яр н ого сосан и я , хотя в се ж е оч ен ь б л и з к у ю — 0 , 3 0 — 0 ,3 3 а т м ., т . е . 3 0 0 — 3 3 0 с м в о д . с т . В и тоге Ф р ан ц ессон д е л а е т вы вод, что к ап и л л я р н ое д а в л е ­ ние у ч ер н озем ов при в л аж н ости , соотв етств ую щ ей Н В , р ав н о 0 , 2 5 — 0 ,3 3 а т м . Э т а в е л и ч и н а о к а з ы в а е т с я в е с ь м а б л и з к о с о о т ­ в етствую щ ей п р едел ь н ой вы соте к ап и л л ярн ого п о дъ ем а в м е л ­ к озер н и сты х п оч вах и гр ун тах, котор ой п ол ь зов ал и сь мы д л я н а ш е г о р а с ч е т а (с м . стр . 2 6 1 ). В то р а я сер и я опы тов Ф р ан ц ессон а зак л ю ч а л а сь в и зучен и и п р оц есса п ер едв и ж ен и я п одвеш ен н ой воды . М етоди к а опы тов со ст о я л а в сл ед у ю щ ем . П есо к или пы леваты е ф рак ц и и п о м е­ щ ал и в стек лян н ы е тр убк и , к отор ы е и м ел и отв ер сти е п осер еди н е. В это отв ер сти е при гор и зон тал ь н ом п ол ож ен и и тр убк и в в оди л и н е к о т о р о е к о л и ч е с т в о в о д ы , к о т о р а я , с м а ч и в а я п е с о к и л и пы ль^ р асп ол агал ась в тр убк е сл оем той или иной толщ ины . П ри водя п осл е этого трубк и в в ер ти к ал ьн ое п ол ож ен и е, Ф ран ц ессон н а ­ б л ю д а л за п ер ед в и ж ен и ем эт о й п о д в еш ен н о й воды . О пы ты д а л и сл ед у ю щ и е р езул ь таты . В п ер в ом опы те в т р у б к у бы л п ом ещ ен с у х о й п е с о к . С л о й п о д в е ш е н н о й в о д ы и м е л м о щ н о с т ь 10 с м . П о сл е п р и веден и я тр убк и в верти к ал ьн ое п о л о ж ен и е п одв еш ен ­ ная в л ага в теч ен и е м н огих дн ей о став ал ась совер ш ен н о н еп о ­ д в и ж н о й . О т с у т с т в о в а л о к а к с т е к а н и е в н и з, т а к и р а с с а с ы в а н и е вверх. С увел и ч ен и ем м ощ н ости см очен н ого сл оя н а б л ю д а л о сь п о с т е п е н н о е с т е к а н и е в оды в н и з. К а п и л л я р н о г о п о д н я т и я в в е р х н е п р о и с х о д и л о . Т а к и к о б р а з о м , р е з у л ь т а т ы д а н н о г о о п ы т а ,, в к отор ом , оч ев и дн о, в озн и к л а в л ага н асы щ аю щ ая к ап и л л я р н оп одв еш ен н ая , в сец ел о сов п ад аю т с р езул ь татам и опы тов В а ­ си льева, И в ан ов а и О реш к ин ой с тем , одн ак о, ещ е сущ еств ен ­ ны м д о п о л н ен и е м , что оп ы т Ф р а н ц е сс о н а п о к а за л о т су т ст в и е и кап иллярн ого п ер едв и ж ен и я н асы щ аю щ ей п одвеш ен н ой влаги вверх. : I В д р у го м опы те тр убк и н ап ол н я л и сь вл аж н ы м песк ом , п р и ­ чем и зб ы т о к в оды о т са сы в а л ся п р и п о м о щ и н а с о с а . Е сл и п о сл е э т о г о в с р е д н е й ч а с т и т р у б к и с о з д а в а л с я х о т я б ы 1 0 -с м с л о й п одв еш ен н ой влаги , то п осл е п р и веден и я тр убк и в в ерти к ал ьн ое п о л о ж е н и е в л а г а б ы стр о с т е к а л а в н и з. Э ти м п о д т в е р д и л с я т о т ф ак т, что в у д ер ж а н и и п о д в еш ен н о й в л аги в п еск е су щ ест в ен ­ 264 н ую рол ь и гр ает ги стер ези с см ачи ван и я: во в л а ж н о м п еск е п о д ­ веш енная влага уд ер ж ать ся не м ож ет. П о д о б н ы е ж е опы ты бы л и п о ст а в л ен ы с с у х о й к р уп н ой пы лью . В этом сл уч ае п ер едв и ж ен и е подвеш ен н ой воды п р ои с­ ходи л о и вверх и вниз как при м ощ н ости слоя п одвеш ен н ой в о д ы в 10 с м , т а к и п р и м о щ н о с т и в 6 2 — 6 4 см . О д н а к о п е р е ­ д в и ж е н и е в о д ы в н и з в с е г д а р е з к о (в 7 — 1 0 р а з ) п р е о б л а д а л о н а д п ер ед в и ж ен и ем ее вверх. С теч ен и ем врем ен и п ер ед в и ж ен и е и н и ж н ей и в ер х н ей гр а н и ц см о ч ен н о го сл о я за м е д л я л о с ь , пр ич ем п е р е д в и ж е н и е в е р х н е й гр ан и ц ы з а т у х а л о г о р а з д о б ы с т р ее , ч ем н и ж ней. К бол ьш ом у сож ал ен и ю , в опы тах Ф р ан ц ессон а о тсут­ ствовало оп р еделен и е кон еч н ого расп р еделен и я влаж ности в т р у б к а х . И м е е т с я л и ш ь у к а з а н и е н а т о , ч т о в з о н е рассасы­ в а н и я у к р у п н о й п ы л и в л а ж н о с т ь в а р ь и р о в а л а в п р е д е л а х 5 ,6 — 6 ,0 % (б л и зк у ю в ел и ч и н у п ол уч и л а и О р еш к и н а, см . стр . 2 1 5 ), а у с р е д н е й п ы л и в п р е д е л а х 1 0 ,0 — 1 2 ,4 % . Т а к и е ж е опы ты со с р е д н е й п ы л ью д а л и и н ы е р езу л ь т а т ы . Ф р а н ц ессо н п р е ж д е в сего о т м еч а ет, что ср ед н я я пы ль в ел а себ я сов ер ш ен н о иначе у ж е при нап олнени и ею трубок . П ы ль крупная п р и н ап олн ен и и тр убк и бы стро утр уш и в ал ась и л о ж и л а сь р ов­ ны м, плотны м и одн ор одн ы м сл оем . М е ж д у тем стол би к ср едн ей пы ли, н асы п анной в т р убк у, при постуки вании в едет себя , как п р уж и н а, сок р ащ ая сь и расш и ря ясь в объ ем е. Е сли его о ст а ­ вить в пок ое, то он м едл ен н о о с ед а е т и сок р ащ ается в об ъ ем е. Ф р а н ц ессо н с полны м о сн ов ан и ем о б ъ я сн я ет эти явл ен и я тем , ч то поры м е ж д у ч а ст и ц а м и ср е д н ей пы ли н а ст о л ь к о тонк и, что ок азы в аю т у ж е сущ еств ен н ое сопроти вл ен ие в о зд у х у , в ы ходя ­ щ ем у и з трубк и. В сл едств и е этого о б р а зу ет ся воздуш н ая п о­ душ ка, сж и м аю щ аяся и расш иряю щ аяся при постук и ван и и т р у б к о й , что за ст а в л я ет р асш и р я ть ся и сж и м а т ь ся и стол би к пы ли. П ри создан и и сл оя п одвеш ен н ой воды в тр убк е с сухой с р е д ­ н ей пы лью эта в о д а п осл е п р и веден и я трубк и в верти к ал ьн ое п о л о ж е н и е н а ч и н а л а п ер е д в и г а т ь с я и в в ер х и в н и з, п р и ч ем с к о ­ р ость п ер ед в и ж ен и я н и ж н ей границ ы вни з ли ш ь н езн ач и тел ь н о— на 7— 1 0 % — п р евы ш ал а ск ор ость п ер едв и ж ен и я вер хн ей гр а ­ ницы вверх. А н ал оги ч н ы й опы т бы л п о ста в л ен со ср ед н ей пы лью , но п р ед ­ в ар и тел ь н о сл егк а у в л а ж н ен н о й . О к а за л о сь , что и в это м сл у ч ае п о д в е ш ен н а я в л а г а п е р е д в и г а л а сь о д н о в р ем е н н о и в в ер х и в н и з, п р и ч е м с к о р о с т ь п е р е д в и ж е н и я о б е и х г р а н и ц (и н и ж н е й и в е р х ­ н ей ) бы л а почти оди н а к о в а — н и ж н я я гр ан и ц а п ер ед в и га л а сь н а 1— 2 % б ы с т р е е в е р х н е й . Для ин тер есую щ его нас в оп р оса из опы тов Ф ран цессона п р е ж д е в сего в ы тек ает тот вы вод, что п о в ед ен и е п од в еш ен н о й воды р езк о м ен я ется при п ер ех о д е от крупн ой пы ли к ср едн ей , что соответствует ч асти ц ам с поп ер еч н и к ом 0 ,0 1 м м . Э тот 265 п р ед е л , к ак в и д и м , о к а з а л с я зн а ч и т ел ь н о м ен ь ш и м , ч ем тот, к о т о ­ ры й бы л вы ч и сл ен н ам и вы ш е и з п р ед ел ь н ы х в ел и ч и н вы соты к а п и л л я р н о г о п о д ъ е м а , г д е м ы у с т а н о в и л и е г о р а в н ы м 0 ,0 5 — • 0 ,0 1 0 м м . У читы вая р езул ь таты опы тов Ф р а н ц ессо н а , а т а к ж е р е зу л ь ­ таты р ассм о тр ен н ы х вы ш е опы тов О реш к ин ой, к отор ая п о к а ­ з а л а , что пр и в л а ж н о с т и , р а в н о й Н В , в к о л о н н а х и з ф р а к ц и и 0 , 0 2 — 0 ,0 1 м м р а в н о в е с н а я в л а г а с т р е м и т с я п р и н я т ь ф о р м у с т ы ­ к овой , мы д у м а е м , что к а ч еств ен н ая гр ан и ц а м е ж д у м ел к о- и т о н к о зер н и ст ы м и с и с т е м а м и (п р и у с л о в и и и х м о н о д и с п е р с н о с т и ) п р о х о д и т в о в с я к о м с л у ч а е н е в ы ш е 0 ,0 1 м м , а с к о р е е н е с к о л ь к о н и ж е . В с и с т е м а х ч а с т и ц б о л е е м е л к и х , ч е м . 0 ,0 1 м м , п о д в е ш е н ­ н а я р а в н о в е с н а я в л а г а , т. е. с о о т в е т с т в у ю щ а я в л а ж н о с т и , р а в н о й Н В , с о д е р ж и т с я п о -в и д и м о м у , у ж е , н е только, в ф о р м е сты к ов ы х ск о п л ен и й , о н а за п о л н я е т ц ел и к ом ч асть п о р и о б р а з у е т п л ен к и с о р б и р о в а н н о й вл аги , пр ич ем о сн о в н а я рол ь в у д ер ж а н и и вл аги от к ап и л л я р н ы х сил п ер ех о д и т к сор бц и он н ы м . 5. Природа наименьшей влагоемкости в однородных суглинистых и глинистых почвах и грунтах Т еперь м ож н о перейти к в оп р осу о п р и р оде явлени я н аи ­ м еньш ей влагоем кости в тон к озер н и сты х почвах и гр ун тах, т. е. к в о п р о с у о п р и р о д е си л , у д е р ж и в а ю щ и х п о д в е ш е н н у ю в л а г у в этой гр уп п е почв и гр унтов. Р а с с м о т р е н н ы е в ы ш е опы ты Л е т у н о в а с со т р у д н и к а м и , н а ­ блю ден и я Б ольш акова и опы ты А брам овой п ок азал и , что п р едстав л ен и я К оссови ч а, согл асн о которы м п одв еш ен н ая в л ага в с е г д а и м е е т .ф о р м у с т ы к о в о й , п р и м е н и т е л ь н о к т о н к о з е р н и с т ы м почвам и гр унтам не отвеч аю т дей стви тел ьн ости . В л а га при вл аж н ости , равной Н В , о б л а д а ет способн остью п ередвигаться к м е с т у и с п а р е н и я и, с л е д о в а т е л ь н о , о б л а д а е т с в о й с т в о м с п л о ш ­ ности, а не п р ед ст а в л я ет со б о й совок уп н ости «отор ван н ы х к а ­ пель», как д у м а л К оссови ч . В ф ор м е так и х отор ван н ы х к ап ел ь, т . е . в ф о р м е с т ы к о в о й , в л а г а м о ж е т с о д е р ж а т ь с я лиш ь..в-,..к.руп н о - и с р е д н е з е р н и с т ы х ( и .,.-в е р о я т н о , в м е л к о з е р н и с т ы х ) п о ч в а х и грунтах. Н а и б о л ее п одр обн о вопрос о п р и р оде наи м еньш ей в л агоем ­ кости р а зб и р а ет ся Д о л гов ы м . В о сн ов у свои х в згл я дов Д о л го в п ол ож и л у ж е зн ак ом ую нам кон цепц ию В ер л ю и , которы й, как и звестн о, п р ед л а га ет р а зл и ­ ч ать в поч ве три гл ав н ы х состоя н и я влаги: к а п и л л я р н о е, ф ун и кулярное (б у к в а л ь н о — к а н а т н о е , в е р е в о ч н о е ) и пендулярное (б у к в а л ь н о — в и с я ч е е ). П е н д у л я р н о е с о с т о я н и е соответствует т о м у , что мы п он и м а ем п о д н а зв а н и ем «сты к ов ое». Э то в п ол н е я сн ое пон ятие, и на нем мы остан ав л и в аться не б уд ем . Е сл и сты ковы е ск оп л ен и я вл аги , ув ел и ч и в ая сь , н ач н ут с о ­ п р и к асать ся о д н о с д р у ги м , то т а к о е со ст о я н и е В ер л ю и н азы - 266 • в ает ф ун и к ул яр н ы м . И , н ак он ец , при д ал ь н ей ш ем увели ч ен и и о б ъ е м а ф у н и к у л я р н ы х н и тей н а с т у п а е т у ж е т а к о е со ст о я н и е, к огда поры цели ком зап ол н я ю тся водой. Э тот м ом ент соотв ет­ ствует н аступ л ен и ю к ап и л л ярн ого состоян и я. Т акова в кратком и зл ож ен и и концепция В ерлю и, которая, к ак м о ж н о видеть, п ол н остью и гн ор и р ует сор бц и он н ы е явлени я. Э та кон цепц ия п р едстав л я ется нам весьм а м ехан и сти ч н ой . Д о л г о в , п р и в л е к а я э т у к о н ц е п ц и ю , п о л а г а е т , ч т о « . . .в ы с ш и й п р ед ел в л аж н ост и , при к отор ом п оч венная в л ага н аходи тся в ч е­ т о ч н о м ( т .е . ф у н и к у л я р н о м . — А. Р .) с о ст о я н и и и к отор ы й тем сам ы м р а зд ел я ет д в а состоян и я к ап и л л ярн ой поч венной влаги — с о б ст в ен н о к ап и л л я р н ое и ч еточ н ое — д р у г от д р у га , со о тв ет ­ с т в у е т н а и м ен ь ш ей в л а го ем к о ст и почвы или ее п о л ев о й в л а г о е м ­ кости при отсутстви и п одп ор а со стороны грунтовы х вод» (1 9 4 8 а , стр . 1 5 1 ). Н еск о л ь к о вы ш е Д о л г о в п оя сн я ет, что п о д ф ун и к ул я р н ы м , или ч еточн ы м , состоян и ем поч венной влаги он поним ает « ...т а к о е ее р а с п р ед е л е н и е , при к о т о р о м о н а за п о л н я е т о т д е л ь ­ ны е кап илл ярн ы е п р ом еж утк и и о б р а зу е т ск оп л ен и я в м естах сты к а п очвенны х ч асти ц . Э ти ск оп л ен и я воды о к азы в аю тся с о ­ е д и н е н и я м и м е ж д у с о б о й т о л ь к о в т о ч к а х с о п р и к о с н о в е н и я о т -^ дел ьн ы х м и к рок ап и лляр н ы х ск оп л ен и й воды в т ех м естах, в к о­ т о р ы х о н и с о п р и к а с а ю т с я с в о и м и к р а я м и , к р о м к а м и ...» (1 9 4 8 а , с т р . 150— 1 5 1 ). Е щ е р а н е е Д о л г о в п о я сн я ет , что п р и ф у н и к у л я р ­ н о м с о с т о я н и и в о д а « . . .м о ж е т п е р е д а в а т ь о т к а п л и к к а п л е , о т у зл а к у з л у ги др о ста ти ч еск о е д а в л ен и е и т а к ж е дв и гать ся в кап е л ь н о -ж и д к о м с о ст о я н и и » (1 9 4 8 а , стр . 4 1 ) . Т ак ое п р ед став л ен и е о состоян и и почвенной влаги при в л а ж ­ н ости , р ав н ой Н В , п о н а ш ем у м н ен и ю , п р оти в ор еч и т н а б л ю д а е ­ мым ф актам . С л е д у е т у к а за т ь н а то, что в т о н к о зер н и ст о й поч в е в п р о ­ ц ессе ее ув л аж н ен и я св ер ху, как это им еет м есто в п р и р оде и как эт о и м ел о м ест о в оп ы тах Д о л г о в а с насы п ны м и к ол он ­ нам и, влага, поступаю щ ая в почву, не м ож ет ок азаться в ф ун и к ул я р н ом состоя н и и . П о д а в л я ю щ а я ч асть п очвенны х пор (п р и с т р у к т у р н о й п о ч в е — в н у т р и а г р ег а т н ы х п о р ) в т о н к о зе р ­ н и сты х п о ч в а х и м еет п оп ер еч н и к , и зм ер я ем ы й соты м и и ты ся ч ­ ны ми д о л я м и м и л л и м етр а и во всяк ом сл у ч а е н е пр евы ш аю щ и й 0 ,1 м м . М е ж д у т е м м и н и м а л ь н ы й п о п е р е ч н и к д о ж д е в ы х к а п е л ь н и к о г д а н е б ы в а е т м е н е е 0 ,1 м м , т . е . д о ж д е в ы е к а п л и п о с в о и м р а зм ер а м зн ач и тел ьн о п р евы ш аю т п оп ер еч н и к и п о д ав л я ю щ его бол ьш и н ств а «почвенны х к ап и л л яр ов». С л едов ател ь н о, д о ж д е ­ в а я к ап л я, п а д а я на п ов ер хн ость почвы и п о п а д а я на отв ер сти е л ю б о го и з так и х «к ап и лл яров», обесп еч и в ает сп л ош н ое его зал ол н ен и е или д а ж е сп л ош н ое за п о л н ен и е ср а зу нескольк их «к ап и л л я р ов ». Т аки м о б р а зо м , в н утр ен н и й п р осв ет почвенны х л о р зап ол н я ется с р а зу н ац ел о, и д ал ь н ей ш ее п р одв и ж ен и е воды 267 с о в е р ш а е т с я у ж е ч и сто к а п и л л я р н ы м п у т е м , т. е. т а к , ч то в о д н а я н и т ь , о б р а з о в а в ш а я с я и з к а п л и и за п о л н я ю ш ;а я с о б о й с п л о ш ь п р о св е т с о о т в е т с т в у ю щ и х п ор , п р о д в и г а е т с я в н и з, и м ея н а с в о и х к о н ц а х огр а н и ч и в а ю щ и е ее м ени ск и. П о эт о м у в тон к озер н и ст ы х п оч в ах и гр у н т а х в п р о ц ессе у в л а ж н ен и я и х ж и д к о й в одой св ер х у не м о ж ет в озн и к ать ни п ен д у л я р н о го , ни ф у н и к ул я р н ого сост оя н и я вл аги . В л а га , к от о­ рая при оби л ь н ом , и н тен си вн ом п оступ л ен и и в поч ву м о ж ет в н а ­ ч ал е за п о л н и ть поры и п устоты в сех р а зм ер о в , по п р ош естви и некоторого врем ени р ассосется по б о л ее тонким «к ап ил л ярам », к отор ы е, о д н а к о , т о ж е б у д у т зап о л н ен ы сп лош ь. Н е м ож ем мы согл аси ться с п р едставл ен и ям и Д о л го в а ещ е и п о д р у г и м с о о б р а ж е н и я м . И з п р и в е д е н н ы х в ы ш е ц и т а т м ы виг д ел и , что при ф у н и к у л я р н о м состоя н и и , п о м н ен и ю Д о л г о в а , ,в ода м о ж ет п ер едав ать ги др остати ч еск ое дав л ен и е. В о -п е р в ы х , вы ш е, н а о с н о в а н и и р а с с м о т р е н и я о п ы та А б р а ­ м овой , мы п о к а за л и , что ги д р о ст а т и ч еск о го д а в л ен и я п о д в еш ен ­ н а я в л а г а н е п е р е д а е т . В о -в т о р ы х , е с л и м ы п р и м е м т о ч к у з р е ­ ния Д о л г о в а , то сей ч ас ж е в ста ет воп р ос: р а з эт а в л ага сп о со б н а п ер ед ав ать ги др остати ч еск ое д а в л ен и е хотя бы тол ьк о «от капли к к ап л е» и р а з п о д в еш ен н ая в л ага за п о л н я ет не всю с к в а ж ­ ность, а ли ш ь ч асть ее, то п о ч ем у ж е эт а в л а га п од в л и ян и ем ги др остати ч еск ого дав л ен и я , с о зд а в а ем о г о ее собствен н ы м в е­ сом , н е стек а ет вн и з х о т я бы в п р е д е л а х той тол щ и , к отор ая и м ее т в л а ж н о с т ь , р а в н у ю Н В , т. е. и з в е р х н и х с л о е в э т о й т о л щ и в н и ж н и е? К а к и е силы у д ер ж и в а ю т в л а гу от эт о го стек ан и я , н есм отр я на то, что м ощ н ость так ой тол щ и в п р и р о д е м о ж ет до ст и га ть м н оги х м етр ов , и н есм о тр я на то, что эт а т о л щ а у ж е у в л а ж н ен а , в сл ед ств и е ч его ги ст ер ези с см а ч и в а н и я не м о ж ет сл уж и ть преп ятстви ем д л я стек ан и я воды ? Д о л го в отв ета на эти воп р осы н е д а ет . О н лиш ь у к азы в ает н а то, что (1 9 4 8 а , стр. 42 и 152) при ф у н и к у л я р н о м со ст о я н и и кап илл ярн ое дав л ен и е п ер ед ается с больш им и потерям и в сл ед ­ стви е наличия тон к и х водн ы х п ер еш ей к ов. О д н а к о эт о о б с т о я ­ тел ь ст в о м огл о бы бы ть причиной зн ач и тел ьн ого сн и ж ен и я ск ор ости стек ан и я ф ун и к ул я р н ой влаги , но отн ю дь не п ол н ого ее п р ек р ащ ен и я. В м ест е с тем из опы тов А б р а м о в о й и н а б л ю д е ­ ний Б о л ь ш а к о в а мы зн а ем , что и з почвы , в л а ж н о ст ь к отор ой р ав н а Н В , д о о д н ой трети с о д е р ж а щ ей ся в ней в л аги м о ж ет и зр а с х о д о в а т ь ся н а и сп а р ен и е, пр ич ем в о с х о д я щ е е п е р е д в и ж е ­ ние со в ер ш а ется д ов ол ь н о бы стр о и охв аты в ает весь п р ом оч ен ­ ны й сл ой . С л ед о в а т ел ь н о , в этом сл у ч а е ск ор ость п ер ед в и ж ен и я п о д в е ш ен н о й в л а ги п р и в л а ж н о с т и б о л е е н и зк о й , ч ем Н В , х о т я и н е вел и к а, но и не стол ь у ж е м а л а , н есм отр я на то, что в л ага д в и ж ет ся пр оти в силы т я ж ест и . К стати ск азать , А брам ова (1 9 5 3 ) п о к а за л а о со б ы м и оп ы там и , что п о д в е ш ен н а я в л а га м о ­ ж ет передвигаться к испаряю щ ей п овер хн ости в л ю бом н а ­ 268 п р ав л ен и и — в о сх о д я щ ем , н и сх о д я щ ем или гор и зон тал ь н ом . Т ак и м о б р а зо м , ссы лк а Д о л г о в а на м а л у ю скорость п ер е­ д в и ж ен и я п о д в ещ ен н о й в л аги т а к ж е н е о т в еч а ет и звестн ы м н ам ф ак там . В итоге его в згл я д на п одв ещ ен н ую в л агу как на влагу, н а х о д я щ у ю ся в ф ун и к ул я р н ом состоян и и , не п о д т в ер ж д а ет ся ф ак ти ч еск и м и дан н ы м и . П р оти в ги п отезы о ф ун и к ул я р н ом состоя н и и п одв еш ен н ой влаги при в л аж н ости , равн ой Н В , реш и тельн о в о зр а ж а е т и Ф р а н ц ессо н (1 9 4 7 ). О н у к а зы в а ет н а то, что пр и эт о й в л а ж н о ­ сти « . . . ч асть б о л е е к рупн ы х к ап и л л я р ов б у д ет с в о б о д н а от воды , и в них вода м ож ет н аходи ться в ф уни кулярном состоя ­ нии, и в то ж е врем я д р у ги е, б о л ее тон к и е поры б у д у т п о л ­ ностью зап ол н ен ы водой , и п о сл ед н я я в них, сл едов ател ь н о, б у д ет находи ться в капиллярном со ст о я н и и . . . П оэтом у в о зм о ж ­ ную роль ф ун и к ул яр н ого состояни я, как ф ак тора п ередви ж ен и я воды в эти х усл ови ях, м ож н о поним ать лиш ь таким обр азом , ч то в п о ч в е и м ею т с я о ч а ги ск о п л ен и й к а п и л л я р н о й в о д ы , н а п р и ­ м ер в к ом оч к ах, к отор ы е со ед и н я ю тся м е ж д у с о б о й то л ь к о п р и ­ с т е н н ы м и с т р у й к а м и ф у н и к у л я р н о й . в о д ы , (в к о н т а к т а х м е ж д у к ом оч к ам и ) . . . Х отя с л ед у е т п р и зн ать в се ж е м а л о вероятны м п р ед ст а в л ен и е о том , что в т оч к ах к он так та м е ж д у а гр егата м и п оследн и е не соедин яю тся д р у г с др угом п осредством тонких к ап и лл яров, а тол ьк о водны м и пл ен к ам и ». К этим п р едстав л ен и я м Ф р ан ц ессон а м ож н о впол не п р и сое­ д и н и ться , есл и и м еть в в и д у п оч в у с х о р о ш о в ы р а ж ен н о й м а к р о ­ стр ук тур ой , как, н ап р и м ер , ч ер н о зем . Ч то ж е к а са ется почв или грунтов, о б л а д а ю щ и х лиш ь м и к рострук тур ой , то к ним эти п р ед ­ ставлени я непр илож и м ы . В р е зу л ь т а т е к р и ти ч еск ого р а ссм о т р ен и я ги п отезы о ф у н и ­ кулярн ом состоян и и влаги при в л аж н ости , равн ой Н В , Ф ран ­ ц ессо н п р и х о д и т к в ы в оду, что у д е р ж а н и е в оды в к а п и л л я р а х п р ои сходи т б л а го д а р я весьм а м а л о й у п оп ер еч н и к у эти х к ап и л ­ ляров: «С ила трения внутри кап илл яра при дви ж ен и и воды н а­ стол ь к о в о зр а ст а ет , что п ер ед в и ж ен и е воды в нем п о д вли ян и ем силы т я ж ес т и ста н ет ч р езв ы ч ай н о м ед л ен н ы м и п р ак ти ч еск и н ев о зм ож н ы м » . В и тоге Ф р ан ц ессо н говор и т, что « . . . н е ф уни кул ярн ое состоян и е воды сам о по себ е явл яется реш аю щ им ф а к т о р о м ф о р м и р о в а н и я п о л ев о й (н а и м ен ь ш ей ) в л а го ем к о ст и ч ер н озем ов , а р а зм ер ы п ор, в к отор ы х н а х о д и тся в о д а , в со ч е­ тан и и с п о в ер х н о ст я м и р а з д е л а , с о зд а в а ем ы м и в ч ер н озем н ы х п оч вах их агр егатн ы м состоя н и ем , так как вне эти х усл ов и й роль ф ун и к уляр н ого сост оя н и я воды как ф ак тор а в о д о у д ер ж и ­ ваю щ ей сп о со б н о сти в ч ер н озем н ы х п оч в ах н е м о ж ет о су щ ест ­ вляться». Т ак и м о б р а зо м , по м н ен ию Ф р ан ц ессо н а, р еш аю щ и м м о м ен ­ том в со зд а н и и Н В я в л я ется бол ьш ая велич ин а трен и я воды в м ал ы х к ап и л л я р ах, к отор ая д ел а ет н ев озм ож н ы м стек ан и е 269 воды вниз п о д вл и ян и ем силы т я ж ест и и с л у ж и т причиной к в а ­ зи р а в н о в есн о го состоя н и я п оч вен н ой влаги . Н е в о зр а ж а я против того, что т р ен и е м о ж ет им еть и зв ест н о е зн ач ен и е в со зд а н и и Н В , мы д о л ж н ы , о д н а к о , у к а за т ь на то, что п о д в е ш ен н а я в л а га с п о с о б н а п е р е д в и г а т ь с я п р и и сп а р ен и и в в ер х и пр и эт о м с за м е т н о й с к о р о ст ь ю . О ч ев и д н о , ч то есл и бы в се д е л о за к л ю ч а л о с ь в б о л ь ш о м т р ен и и , то в л а г а н е и м ел а бы в о зм о ж н о с т и п ер ед в и г а т ь ся н е т о л ь к о в н и з, н о и в в ер х . И есл и п ер ед в и ж ен и е в в ер х н а б л ю д а е т с я , то эт о зн ач и т, что т р ен и е во всяком сл у ч а е н е я в л я ется гл ав н ой причин ой у д ер ж а н и я влаги . Н ек о т о р о е п о д о б и е ф ун и к ул я р н ой ги п отезы в новом в ар и ан те мы н ах од и м у М . К . М ел ь н и к ов ой и С. В . Н ер п и н а (1 9 5 6 ). О б ­ су ж д а я воп р ос о том , в какой ф ор м е д о л ж н а н аходи ть ся в почве р ав н ов есн ая в л ага п осл е стек ан и я гр ави тац и он н ой , они п р и хо­ д я т к в ы в оду, что « . . . в о д а , н а х о д я щ а я ся в р а в н о в есн о м с о ст о я ­ н и и в п о ч в е ( о ч е в и д н о , в л ю б о й п о ч в е ? ,— А . Р . ) п о с л е с т е к а н и я и з н ее и збы тк а в л аги н а х о д и т ся в сты к овы х м а н ж е т а х , с о е д и ­ н енн ы х водны м и п л ен к ам и , в котор ы х в о д а о б л а д а е т н о р м а л ь ­ ной п одви ж н ость ю ». Э то су ж д ен и е основы вается на д в у х п р ед ­ посы лк ах. В о -п е р в ы х , с сы л а я сь на , и сследован и я Д ер яги н а, М ел ь н и к о в а и Н ер п и н у к а зы в а ю т , что « ...т о л ь к о б л и ж а й ш и е к п оверхн ости тв ер дого тела м олекулярны е слон — п ор ядк а 1 0 — 15 с л о е в — о б л а д а ю т о с о б ы м и м е х а н и ч е с к и м и с в о й с т в а м и . Т ол ь к о эти сл ои с л ед у е т р а ссм а тр и в а т ь к ак о со б у ю ф а зу ж и ­ д к о с т и , и м е ю щ у ю р е зк у ю г р а н и ц у с ее о б ъ е м о м » . В о -в т о р ы х , М ел ьн и к ова и Н ер п и н ссы л аю тся на р а б о т у Б . В . Д ер я ги н а , Ф. Е. К ол я сев а и М . К . М ель н и к овой (1 9 5 3 ), в к отор ой п р и во­ д я т ся д ан н ы е об у д ел ь н о й п ов ер хн ости почв р а зн о го г р а н у л о ­ м етр и ч еск ого состав а. Э ти дан н ы е п озв ол я ю т ав тор ам р ассч и ­ тать тол щ и н у, к отор ую и м ел а бы п л ен к а в оды на п есч и н к ах при в л а ж н о с т и , р а в н о й Н В , в п р е д п о л о ж е н и и , что в ся в л а га с о д е р ­ ж и т ся тол ьк о в ф о р м е пл ен ок. П о л у ч а ет ся в ел и ч и н а п ор я д к а 5 0 0 — 7 0 0 м о л е к у л я р н ы х сл о ев , т. е. н е и зм е р и м о п р е в о с х о д я щ а я число сл оев в пл ен ке, о б л а д а ю щ е й «особы м и м ехан и ч еск и м и свойствам и ». О б е п р едп осы л к и , и з к отор ы х и сх о д я т авторы , верны , но их вы вод не верен. Ч то к а са ется п есчан ы х почв и гр унтов, то дей ств и тел ьн о, р а с ч ет п о к а зы в а е т , ч то п р и в л а ж н о с т и , р а в н о й Н В , е сл и бы вся в л а г а н а х о д и л а с ь в ф о р м е п л ен о к , т о п о с л е д н и е с о ст о я л и бы и з со тен и ты ся ч м о л ек у л я р н ы х сл оев; Н есо м н ен н о , что п л ен к и та к о й тол щ и н ы на п о в ер х н о сти ч а ­ сти ц у д ер ж и в а т ь с я н е м о гу т и, с л ед о в а т ел ь н о , при в л а ж н о ст и , равн ой Н В , в л ага д о л ж н а н аходи ть ся в ф ор м е сты ковы х м ан ­ ж ет. Н о эти м ан ж еты не м огут соеди н яться м е ж д у со б о й в о д ­ ны ми пл ен к ам и , « . . . в которы х в о д а о б л а д а е т н ор м ал ьн ой п о д ­ в и ж н о с т ь ю ,...» к а к э т о , у т в е р ж д а ю т М ел ь н и к ов а и Н ер п и н . 270 Е с л и бы э т о б ы л о т а к , т о в л а г а н е и з б е ж н о д о л ж н а б ы л а бы стек ать и з м а н ж ет ы в м а н ж ет у по эти м п л ен к ам . А п оск ол ьк у так ого стекания мы не н а б л ю д а ем , то, сл едов ател ьн о, м ан ж еты р азобщ ен ы . В тот м ом ент, к огда это р а зо б щ ен и е тольк о в озн и ­ кает, края м а н ж ет почти соп р и к асаю тся д р у г с д р угом . П о м ер е р асходов ан и я влаги на и сп ар ен и е или десук ц и ю корням и м еж д у м а н ж ет а м и о б р а зу ю т с я пл ен ки и з св я за н н о й вл аги , к отор ы е по с в о е й п о д в и ж н о с т и (и л и , т о ч н е е , н е п о д в и ж н о с т и ) с и л ь н о о т л и ­ ч аю тся от « н о р м а л ь н о й п о д в и ж н о сти » . Э то бы л о оч ен ь отч ет­ л и в о п о к а за н о О р ещ к и н ой (1 9 6 3 ) в р езу л ь т а т е оп ы та п о и с п а ­ рени ю сты к овой п одв еш ен н ой влаги . Т олько в том сл уч ае, к огда в ы сота к ол он н ы х о т я бы на н езн а ч и т ел ь н у ю величину бы ла м е н ь ш е п р е д е л ь н о й в ы с о т ы к а п и л л я р н о г о п о д н я т и я (в р е з у л ь ­ т а т е и с п а р е н и я с в е р х н е й п о в е р х н о с т и к о л о н н ы ), в л а г а н а ч и н а л а , в ней п ер ед в и га ть ся к п ов ер хн о сти и сп ар ен и я , св и д етел ь ств уя т ем сам ы м о н ал и ч и и св я зи ч ер ез п л ен к и « с н о р м а л ь н о й п о д ­ в и ж н о ст ь ю » . Е сл и ж е к о л о н н а х о т я бы н ем н ого п р ев ы ш ал а у к а за н н у ю вы соту, этого п ер едв и ж ен и я не н а б л ю д а л о сь , так к а к м а н ж е т ы о к а з ы в а л и с ь р а з о б щ е н н ы м и (см . р и с. 5 3 ) . Ч то к а са ет ся почв и гр ун тов сугл и н и стого и гл и н и стого гр а ­ н ул ом етр и ч еск ого состав а, то М ел ьн и к ова и Н ер пи н, су дя по п р и в еден н ой вы ш е ц и тате, счи таю т, что и в этом сл у ч а е т о л ­ щ и н а п л е н к и д о л ж н а б ы т ь з н а ч и т е л ь н о б о л ь ш е , ч ем 10 м о л е к у ­ лярны х сл оев. Э то, види м о, не сов сем так. В гл аве I мы видели, что у сугл и н и сты х почв у д ел ь н а я п о в ер х н о ст ь и м еет вел и ч и н у порядка н е с к о л ь к и х с о т е н м ^ /г. П ри удел ьн ой п овер хн ости в 1 0 0 м ^ /г ( ч т о с о о т в е т с т в у е т л е г к о м у с у г л и н к у ) м о н о м о л е к у ­ л яр н ы й сл о й в оды в еси т ок о л о 3 г н а 100 г почвы . С л е д о в а ­ т ел ь н о , е сл и Н В т а к о й п оч вы р а в н а 22% (о б ы ч н а я ц и ф р а д л я л ёссо в и д н ы х п о р о д ), то он а м о ж ет бы ть о б есп еч ен а н ал и ч и ем п л ен к и т о л щ и н о й в 7 м о л е к у л я р н ы х с л о ев , т. е. в ся в л а г а п р и этом м о ж ет входи ть в состав п л ен ок «с особы м и м ехан и ч еск и м и с в о й с т в а м и » , т. е. бы ть с в я за н н о й . О ст а н о в и м ся п оп утн о на в о п р о се о св о й ств а х сты к овой вл аги . Д е р я г и н и М е л ь н и к о в а ( 1 9 5 7 ) у т в е р ж д а ю т , ч т о е с л и м е н и с к о -: в а я в л а г а (в м а н ж е т е ) н а х о д и т с я , в р а в н о в е с и и с п л е н о ч н о й , то скачки д а в л ен и й при п е р е х о д е от га зо в о й ср еды к ж и д к о с т ­ ной д о л ж н ы бы ть оди н ак ов ы . В м а н ж ет е д а в л ен и е ж и д к о сти п о д вогн уты м м ен и ск ом н и ж е, ч ем а т м о сф ер н о е, на в ел и ч и н у Г\ ' г^} « в пл ен ке, н а х о д я щ ей ся в р ав н ов еси и с м ен и ск ом , д а в л ен и е т а к ж е н и ж е ат м о сф ер н о го , и бо в пр оти вн ом сл у ч а е п л ен к а п е ­ р е т ек а л а бы п о д м ен и ск . В п л ен о ч н о й в л а г е со о т в ет ст в у ю щ и й п ер еп а д дав л ен и я со зд а ет ся за счет р аск л и н и в аю щ его д ав л ен и я п л ен к и , н а х о д я щ е й с я п о д в л и я н и ем си л п р и т я ж ен и я т в ер д о й ' 271: п одк л адк и . П оск о л ь к у д а в л ен и е в м ен и ск овой в л а ге и в п л ен к е равн о, то и уп р угость в одя н ого п ар а н а д п л ен к ой , н а х о д я щ ей ся в р а в н о в еси и с вогн уты м м ен и ск ом , т а к ж е м ен ьш е, ч ем п о д п л оск и м зе р к а л о м о б ъ ем н о й в о д н о й ф азы ». Н а м к а ж ет ся , что т а к о е т о л к о в а н и е р а ссм а т р и в а ем о го я в л е­ ния н е в п ол н е отв еч ает д ей ств и тел ьн ости . Б ессп о р н о , что д а в ­ л е н и е п а р а н а д м е н и с к о м (т . е . н а д б о к о в о й п о в е р х н о с т ь ю м а н ­ ж ет ы а б н а ри с. 5 2 А ) и н а д п л ен к ой (б е н а р и с. 5 2 А ) при у с л о в и и р а в н о в ес и я д о л ж н о бы ть о д и н а к о в ы м и м ен ь ш и м , ч ем н а д п л оск ой п овер хн остью воды . Н а д м ен и ск ом это я вл яется сл едств и ем его отр и ц ател ьн ой к р и в и зн ы (в о г н у т о с т и ), а н а д п л ен к о й — с л е д с т в и е м т о го , что он а н ах од и тся п о д вли ян и ем сил п р и тя ж ен и я со стор он ы «т в ер ­ дой п одк ладк и », которы е п он и ж аю т сп особн ость м олекул воды , о б р а зу ю щ и х п л ен к у, к и сп ар ен и ю . Т ак ов а д о л ж н а бы ть, на наш в згл я д , тр ак тов к а р ав н ов есн ого с о ст о я н и я в л а г и п р и в л а ж н о с т и , р а в н о й Н В , в к р у п н о -с р е д н е - и м ел к озер н и сты х поч вах и грунтах. В почвах и гр ун тах тон к о­ зер н и сты х эти яв л ен и я , в и ди м о, н е и м ею т м ест а, т а к к ак в ни х вся в л а га , к о то р а я м огл а бы о б р а зо в а т ь м а н ж еты , я в л я ется с в я за н н о й , т. е. н а х о д и т с я п о д д е й с т в и е м с о р б ц и о н н ы х си л . Т аким о б р а зо м , ф уни куляр ная ги п отеза не м ож ет у д ов л ет­ в ори тел ьн о объ я сн и ть ф акты , х а р а к т ер и зу ю щ и е я вл ен и е Н В как в с р е д н е -и м е л к о зер н и ст ы х , т а к и в о с о б ен н о с т и в т о н к о зер н и ­ сты х п оч в ах и гр ун тах. В о зн и к а ет воп р ос: н ел ьзя ли считать п од в еш ен н ую в л агу и в этом сл уч ае влагой кап илл ярн о п одвеш ен ной, как ее н азы ­ в аю т п р и м ен и тел ьн о к д а н н о м у сл уч а ю бол ьш и н ство и с с л ед о в а ­ тел ей ? Д р у г и м и сл о в а м и , н ел ь зя ли счи тать, что и в эт о м сл у ч а е она удер ж и вается таким ж е обр азом , как это им еет м есто в ср едн езер н и сты х почвах и грунтах? О твет н а эт о т в оп р ос в его о б щ ей ф о р м е м о ж е т бы ть д а н тольк о оди н — отри ц ательн ы й . Н ео б х о д и м ы м и отлич ительны м и ч ер там и к ап и л л я р н о п о д в е­ ш ен н о й в л а ги , к а к м ы в и д е л и , я в л я е т с я , в о -п ер в ы х , сп л о ш н о с т ь за п о л н е н и я в с е й ск в а ж н о сти ^ а в о -в т о р ы х , — и э т о с а м о е г л а в ­ н о е — сущ ествован и е оп р едел ен н ого п р едел а дл я толщ ины слоя п одвеш ен ной воды . П р ед ел этот н аступ ает в тот м ом ент, к огда ги др остати ч еск ое дав л ен и е, р а зв и в а ем о е подвеш ен н ы м водны м тел ом , д ел а ет ся равны м н аи бол ьш ей в о зм о ж н о й величин е р а з ­ н ости п о в ер х н о стн ы х д а в л ен и й н и ж н ей и в ер х н ей м ен и ск овы х п овер хн остей . С л едовател ьн о, в почвах и гр унтах ср едн езер н и сты х н асы ­ щ аю щ ая подвеш ен н ая в л ага в л ю бом эл ем ен тар н ом сл ое п р о­ м оч ен н ой тол щ и у д ер ж и в а ет ся си л ам и , п р и сущ и м и не эт о м у сл ою , а м ени ск овы м п оверхн остям , ограничиваю щ им водное т ел о , а зн а ч и т , и п р о м о ч ен н у ю т о л щ у с в е р х у и с н и зу . Н а л о ж е ­ 272. ни е эл ем ен тар н ы х сл оев д р у г на д р у га в этом сл уч ае и м еет р е з к о в ы р а ж е н н ы й и н е б о л ь ш о й ( п о с у м м а р н о й м о ш ^ н р ст и ) п р е ­ д е л , п р ев ы ш ен и е к о т о р о го , к ак мы зн а ем , в ы зы в ает стек ан и е. почти в сей в л аги в н и ж е л е ж а щ и е сл ои . В п оч в ах и гр ун тах тон к озер н и сты х мы не н а б л ю д а ем сп л ош ­ н ого за п о л н ен и я п ор и н е н а х о д и м п о д о б н о го п р ед ел а . П о с л е д ­ н ее обстоя тел ь ств о, на наш в згл я д, говор и т к атегори ческ и п р о­ ти в то го , что и в эт о м сл у ч а е п о д в еш ен н а я в л а га у д ер ж и в а е т с я р а зн о сть ю п ов ер хн остн ы х дав л ен и й . П о эт о м у счи тать эт у в л агу к а п и л л я р н о п о д в еш ен н о й бы л о бы н еп р ав и л ь н о. Е сл и всп ом н и ть оп и сан н ы й вы ш е опы т А б р а м о в о й с п р о м а ­ ч и ван и ем п оч вен н ой колонны , у ж е и м ею щ ей в л аж н ост ь , п р евы ­ ш аю щ у ю В Р К , то стан ет ясн о, что Н В тон к озер н и сты х почв и гр ун тов, или, и н ач е гов ор я , и х сп о со б н о сть у д ер ж и в а т ь в с еб е п одвеш ен ную влагу, п р и с у щ а к а ж д о м у э л е м е н т а р ­ н о м у с л о ю э т о й п о ч в ы . И ны м и словам и, у д ер ж а н и е п о д ­ веш енной воды в дан н ом эл ем ен тар н ом слое осущ ествляется си л ам и и явл ен и я м и , в озн и к аю щ и м и в этом сам ом сл ое. Н а л о ­ ж ен и е л ю бого числа так и х сл оев с оди н ак овой влаж н остью , не пр евы ш аю щ ей Н В , д р у г на д р у га , вплоть д о со зд а н и я м н огом ет­ р ов ой тол щ и , не м ен я ет и х в л а ж н о ст и и н е в ы зы в ает п е р е д в и ж е ­ ния в л аги в н и з. П о л о ж ен и е о том , что в то н к о зер н и ст ы х п оч в а х и гр у н т а х у д ер ж а н и е п одвеш ен н ой влаги в л ю бом эл ем ен тар н ом сл ое о су ­ щ ествл яется си л ам и и явлени ям и, п ор ож даем ы м и сам и м этим сл о ем , к а к -б у д т о в о зв р а щ а е т н а с к п р ед с т а в л ен и я м Л е б е д е в а . Л е б е д е в , к а к м ы го в о р и л и в ы ш е, сч и т а л , ч то в э т и х с л у ч а я х в л ага у д ер ж и в а е т с я в ф о р м е п л ен ок в ок р уг поч венны х ч асти ц силам и , и сходящ им и от эти х п осл едних. П р оти в т ак ого п р едстав л ен и я р еш и тельн о в о зр а ж а е т Д о л го в (1 9 4 3 ), обосн овы вая свои в о зр аж ен и я эк сп ери м ен тал ьн ы м и д а н н ы м и . О пы ты его за к л ю ч а л и сь в с л ед у ю щ е м . В н еск о л ь к и х . о б р а зц а х р азл и ч н ы х почв он оп р ед ел и л по м ет о д у Д у м а н ск о го кол и ч ества св я за н н ой воды при р азл и ч н ы х осм оти ч еск и х д а в л е ­ ни ях са х а р н о го р аств ор а. Д а л е е , в т ех ж е о б р а зц а х он оп р е­ д ел и л со д ер ж а н и е воды при р азл и ч н ы х «д а в л ен и я х и ссуш ен и я » (с м . н и ж е ) . И с с у ш е н и е п р и э т о м д о с т и г а л о с ь л и б о п у т е м ц е н т ­ р и ф уги р ов ан и я , л и б о п утем п ом ещ ен и я н а в есо к почвы в за м к н у ­ ты е п р ост р а н ств а с оп р ед ел ен н о й отн оси тел ьн ой в л аж н ост ь ю в оздуха. С оставив на основани и эти х п осл едн и х дан н ы х кривы е за в и ­ си м ости м е ж д у в л а ж н о ст ь ю почвы и д а в л ен и ем и ссуш ен и я . Д о л ­ гов при п ом ощ и эт и х кривы х п утем гр аф и ч еск ой и н тер п ол я ц и и н аш ел величины в л а ж н о ст и , со отв ет ст в ую щ и е тем д ав л ен и я м иссуш ен и я, которы е бы ли равны осм оти ческим дав л ен и я м , п р и ­ м ен явш и м ся им в первой сер и и оп р едел ен и й . З а т ем он со п о ­ ста в и л , с о д н о й стор он ы , величины с о д е р ж а н и я св я за н н о й воды , 18 Заказ № 405 273 отвеч аю щ и е дан н ы м осм оти ческ и м дав л ен и я м , а с д р угой — величины с о д е р ж а н и я воды , у д ер ж и в а е м ы е п оч вой при т ак и х ж е д а в л е н и я х и с с у ш е н и я . Р е з у л ь т а т ы Т тр едставл ен ы в т а б л . 62. Таблица 62 Сопоставление количеств связанной и удерживаемой почвой воды при различных давлениях иссушения (по данным Долгова, 1943) П ы лева­ тый суглинок Лёсс Чернозем Давление йссушения или осмотнчедкое, атм. 4 ,3 6 .3 ,4,3 6 .3 4 ,3 Удержано почвой воды, % . . • , 7 , 0 6 .4 10.6 10,0 3 0 .4 В том числе свя­ занной воды, % ........... .. . . 3 .0 1,6 6 ,0 4 .3 11.9 Капиллярной . во­ ды по разности. 4 .0 4 .8 4 ,4 ■5,7 18.5 Темно­ каш тано­ вая почва 6 .3 4 ,3 Серозем 1 6 ,3 4 .3 С ерозем II 6 ,3 4 .3 6 .3 29,4 2 0 ,9 19,2 13,4 12,0 17,2 16,0 11,1 7 ,8 6 ,7 4 .3 .3 ,9 5 .4 18.3 13,1 12,5 9,1 4)6 8.1 11,8 11,4 С о п о ст а в л ен и е дан н ы х т а б л . 62 м е ж д у со б о й п ок азы в ает, что в о в с е х с л у ч а я х с о д е р ж а н и е с в я за н н о й в о д ы о к а з а л о с ь з н а ­ ч и тел ь н о м ен ь ш и м , ч ем о б щ е е к о л и ч еств о в оды , у д е р ж и в а е м о й п о ч в о й п р и т о м и л и и н о м д а в л е н и и и с с у ш е н и я . Д о л г о в с ч и т а е т ,, что к о л и ч ест в о в оды , р а в н о е р а з н о с т и м е ж д у п ер в о й и в т ор ой величин ам и, у д ер ж и в а ется кап иллярн ы м и силам и . П о п ов оду эти х данн ы х и вы водов Д о л го в а м ож н о сдел ать с л е д у ю щ и е за м е ч а н и я . В о -п е р в ы х , с о п о с т а в л е н и е с д е л а н о и м дл я так и х величин дав л ен и й , к оторы е в п оч вах обы ч но не н а ­ блю даю тся. Г и др остати ческ ое ■ дав л ен и е п одвеш ен н ой воды (е с л и бы о н а б ы л а с п о с о б н а е г о п е р е д а в а т ь !) не м о ж е т п р ев ы ­ ш а т ь 0 , 1 - га а т м о с ф е р ы , г д е га — м о щ н о с т ь п р о м о ч е н н о й т о л щ и в м етр ах. О см оти ч еск и е д а в л ен и я почвенны х р аств ор ов в н е за ­ с о л е н н ы х п о ч в а х н е п р е в ы ш а ю т о б ы ч н о 1— 2 а т м . В о -в т о р ы х , п р и в о д и м ы е Д о л г о в ы м величины содерж ан ия с в я за н н о й в од ы я в л я ю т ся , к а к мы у ж е у к а зы в а л и вы ш е, м и н и ­ м ал ь н ы м и , осн ов ан н ы м и н а том п р ед п о л о ж ен и и , что м ел еду св я ­ зан н ой и св о бодн ой в одой и м еется р езк ая гр ан и ц а, по о д н у стор он у от которой к он центрац ия са х а р а равн а нулю , а по д р у ­ г у ю — н ек отор ой п о стоя н н ой вели ч и н е. Е сл и т а к о е п р е д п о л о ж е ­ ни е м о ж е т сч и таться д о ст а т о ч н о бл и зк и м к дей ст в и тел ь н ост и п о отн ош ен и ю к в о д е п р очн о св я зан н о й , то по отн ош ен и ю к в о д е ры хл о, с в я за н н о й он о , п о -в и д и м о м у , н ев ер н о . К о н ц ен т р а ц и я с а ­ х а р а , вер оятн о, в о зр а ст а ет п остеп ен н о, по м ер е п ер ех о д а о т 274 в н утр ен н и х сл оев ры хло св я за н н о й воды к внеш ним сл оям . П о ­ э т о м у о б ш ,е е с о д е р ж а н и е с в я з а н н о й в о д ы д о л ж н о б ы т ь б о л ь ш е , ч ем о н о п о л у ч и л о сь у Д о л г о в а , а с о д е р ж а н и е « к а п и л л я р н о й » воды соответствен н о м еньш е. П ри всем этом , одн ак о, мы не и м еем осн ован и й отри цать п о л н о ст ь ю в ы в оды Д о л г о в а и Ф р а н ц е с с о н а (1 9 4 7 ) о т о м , что при в л а ж н о ст и , р ав н ой Н В , н ек отор ая ч асть вл аги м о ж ет о с т а ­ в а т ь с я в н е п р я м о г о в л и я н и я с о р б ц и о н н ы х си л . И з э т о г о в ы те.к а е т , ч т о п р е д с т а в л е н и я Л е б е д е в а н е п о с р е д с т в е н н о , в и х ч и с т о м , т ак ск а за ть , в и де, к объ я сн ен и ю м ех а н и зм а у д ер ж а н и я влаги в и н тер есую щ ем нас случае п р и л ож ен ы бы ть н е м огут. К ак ж е сл ед у ет п р едставл ять себ е сущ н ость явлени я у д ер ж а н и я влаги почвой в этом случае? О твеч ая на эт о т воп р ос, мы д о л ж н ы счи таться п р е ж д е в с е ­ го с нал ичием или отсутстви ем у почвы м а к р остр ук т ур ы . Р а с ­ см отр и м сн ач ал а тот случай , к огда почва или грунт о б л а ­ д а ю т лиш ь м икроструктурой. И сходя из всех п ер еч и сл ен ­ ны х вы ш е свой ств и п р и зн ак ов, Рис. 74. Схематическое изображение, присущ их п одвеш ен н ой воде слоев связанной влаги, сплошь запо.лв, т о н к о з е р н и с т ы х почвах и няющих «горлышко» поры при куби­ ческой упаковке. грунтах, мы п ол агаем , что у д ер ж а н и е влаги , об л а д а ю щ ей м ак роструктуры м ож но эти м и свойствам и , при отсутств и и объ я сн и ть сл едую щ и м обр азом . Т от ф ак т, что у д е р ж а н и е п о д в еш ен н о й в л аги в т о н к о зер н и ­ сты х почвах и гр ун тах о бусл ов л ен о явлениям и и силам и , п р и су­ щ им и том у эл ем ен тар н ом у слою , в котором уд ер ж и в ается влага, св и д ет ел ь ст в у ет о том , что р е ш а ю щ у ю роль- в э т о м у д е р ж а н и и и г р а ю т все ж е с о р б ц и о н н ы е силы. Н о эти силы м о гу т н еп о ср ед ст в ен н о д ей ст в о в а т ь и н е н а всю м а ссу удер ж и в аем ой воды . О ни м огут создав ать «пробки » из св я за н н о й в оды в су ж ен н ы х у ч аст к ах п очвенны х пор, в то врем я к а к в р а с ш и р е н н ы х у ч а с т к а х п о с л е д н и х м о ж е т о с т а в а т ь с я ciBOб о д н а я в о д а . Э то я в л ен и е сх ем а т и ч еск и п р ед с т а в л ен о н а ри с. 74. П р о св ет м е ж д у тр ем я или четы рьм я ш а р о о б р а зн ы м и ч а сти ц а м и (в и д с в е р х у ) н асто л ь к о м ал , что он ц ел и к ом за п о л н я е т ся р ы хл о св я зан н ой водой . В то ж е врем я в п р остр ан ств е м е ж д у восем ью , с к а ж е м (п р и к у б и ч е с к о й у п а к о в к е ч а с т и ц ) , ч а с т и ц а м и м о ж е т н а ­ ходи ться с в о б о д н а я в о д а . Н ап о м н и м , что в то в р ем я как р а д и у с ш а р а , в п и са н н о го м е ж д у четы рьм я ш а р а м и , ц ентры к отор ы х л е ­ ж а т в о д н о й п л о ск о ст и , р а в е н 0,42 R, р а д и у с ш а р а , в п и са н н о го 18* 275 м е ж д у в осем ь ю ш ар ам и , центры котор ы х л е ж а т в у гл а х к уба, р а в е н 0 ,7 3 /? , т. е . з н а ч и т е л ь н о б о л ь ш е . С л е д о в а т е л ь н о , е с л и с у ­ ж ен н ы й у ч а ст о к с п о п ер еч н и к о м , рав н ы м 0,84 R б у д е т ц ел и к ом з а п о л н е н с в я з а н н о й в о д о й , т о п о р а с д и а м е т р о м , р а в н ы м l,4 6 i? , в своей ц ен тр ал ьн ой ч асти м о ж ет с о д ер ж а т ь и св ободн ую в оду. Н е т р у д н о п о д с ч и т а т ь ]^ е л и ч и н у д а в л е н и я , в ы з ы в а е м о г о т а к и м и золи р ован н ы м ск оп л ен и ем св о бодн ой воды . В к ач естве м одел и в о з ь м е м « и д е а л ь н у ю п о ч в у » в к у б и ч е с к о й у п а к о в к е (р и с . 7 4 ) . П л о щ а д ь п о п ер еч н о го сеч ен и я п р о св ет а м е ж д у ч еты рьм я ш а р а м и В ы сота р асш и р ен н ой ч асти поры м е ж д у в осем ь ю ш ар ам и , зап ол н ен н ой св о б о д н о й водой , во всяк ом сл уч а е не п р ев ы ш ает 2 R . С л едов ател ь н о, да в л ен и е на п л ощ адь отвер сти я р авн о в есу о б ъ е м а в о д ы с в ы с о т о й , р а в н о й 2 R , ш о с н о в а н и е м , р а в н ы м q. О бъем такого тела W = q ■2 R ^ 2 R \ Е г о в е с р а в е н 2 R ^ г, а д а в л е н и е Р н а 1 см ^ в д и н а х /3 = ^ 9 8 1 ^ 2 . 9 8 1 / ? д и н /с м 2 . Д л я ч а с т и ц с /? = 0 ,0 1 м м = 0 ,0 0 1 с м и м е е м : Р = 2 • 981 - 0 , 0 0 1 ^ 2 д и н /с м 2 . В ели ч и н а, как видим , п ол уч ается совер ш ен н о н и ч тож н ая, зн а ­ ч и тел ь н о м ен ь ш а я , ч ем те си л ы , к отор ы м и у д е р ж и в а е т с я д а ж е ры хло св я зан н ая влага. В л ага ж е, со дер ж а щ а я ся в почве при вл аж н ости , равной Н В , у д ер ж и в а е т с я си л ам и , зн ач и тел ь н о бол ьш и м и . В гл а в е IV у ж е у к а зы в а л о сь н а то, что п о о п р ед ел ен и я м А. Ф. Л ебедева и Е. Е. Б аук ов ой (1 9 3 0 ), М М В ю ж н о р у сск и х л ёссов ы х и л ё сс о в и д ­ ны х гр ун тов п о л у ч и л а сь р ав н ой 2 2 — 23% . О к а зы в а ет ся , что эт а величин а я вл яется в то ж е врем я и величин ой Н В эти х л ёссовы х и л ёссо в и д н ы х гр ун тов (т а б л . 6 3 ). Т ак и м о б р а з о м , п о д в еш ен н а я в л ага, к отор ая в озн и к ает в эти х гр ун тах в п р о ц ессе св о б о дн о го п р о с а ч и в а н и я (в с п о м н и м , ч т о э т а ж е в е л и ч и н а 2 2 % б ы л а п о л у ­ ч ен а Л е б е д е в ы м в 3 -м е т р о в о й к о л о н н е л ё с с а ! ) , у д е р ж и в а е т с я в н и х в есь м а зн ач и тел ьн ы м и си л ам и , так к ак о п р ед ел ен и е М М В п р о и с х о д и т , к а к м ы з н а е м , в п о л е ц е н т р о б е ж н о й с и л ы , в 18 0 0 0 р а з п р евы ш аю щ ей си л у зем н о го тяготен и я. Т ак и м о б р а зо м , с эн ер гети ч еск ой стороны против п р ед л а г а е ­ м ы х нам и п р едстав л ен и й о м ех а н и зм е у д ер ж а н и я п одвеш ен н ой в л аги в тон к озер н и сты х гр ун тах ни к ак и х в о зр а ж ен и й , к ак бу д то , не встр еч ается. В л агу, у д ер ж и в а ем у ю ук азан н ы м вы ш е путем , м ож н о н азы ­ вать в ц ел ом влагой п л е н о ч н о (или с о р б ц и о н н о ) п о ,д - 276 Таблица 63 Наименьшая влагоемкость лёссовидных наносов (на глубине 100—300 см) юга и юго-востока Европейской части СССР Место наблюдения Величина наименьшей влагоемкости Способ определения, автор Центральный черноземный за ­ поведник Курской области . 2 2 -2 3 К р а сн о д а р ................................ ..... 21—23 В елико-А надоль........................... 22—23 Тростянец, области 22—23 Каменная с т е п ь ........................... 21—23 Полтавская губ., хут. Балясн о е ................................................ 22—23 Прямое экспериментальное оп­ ределение. А. А. Измаильский (1894) Московская обл., Подушкинское лесничество ..................... 21—23 Прямое экспериментальное оп­ ределение. Л. Ф. Созыкин (1939) Сумской Прямое экспериментальное оп­ ределение. А. Ф. Большаков (1950) Из определения влажности. С. И. Тюремнов (1923) Из определения влажности на опушках и полянах. Г. Н. Вы­ соцкий (1902) Из определения влажности Красно-Тростянецкой лесной станции (1935) Из определения влажности на черных парах. Н. П. Адамов (1904) П р и м е ч а н и е . Данные Г. Н. Высоцкого и А. А. Измаильского в подлин­ никах приведены в процентах от веса сырой почвы. Пересчет в проценты от веса сухой почвы сделан нами. — А. Р. в е ш е н н о й . О на состои т из п л ен ок в л аги св я зан н ой и р а зо б ш ен ны х ск оп л ен и й св о б о д н о й влаги , к отор ую в этом сл уч ае м ож н о н азвать в л а г о й с в о б о д н о й с о р б ц и о н н о з а м ­ кнутой. И з ск а за н н о го д ел а ет ся понятны м и отсутств и е кап и л л ярн ого р ассасы в ан и я п одв еш ен н ой влаги на ее н и ж н ей гр ан и ц е, н е­ см отр я н а н ал и ч и е н а эт о й гр ан и ц е зн ач и тел ь н ого гр а ди ен т а в л а ж н о ст и . Н и ж н я я п ов ер хн ост ь в о д н о го т ел а , зак л ю ч ен н ого в п оч вен н ой тол щ е, в эт о м сл у ч а е со сто и т из п л ен очн ы х п р обок , а не и з м ен и ск ов. П л ен оч н ы е п р обк и м огут п ер ед в и га т ь ся вни з п о д вл и ян и ем гр а ди ен т а в л а ж н о ст и , но эт о п ер ед в и ж ен и е с о в ер ­ ш ает ся ч р езв ы ч ай н о м ед л ен н о , от ч асти ц ы к ч аст и ц е, в сл ед ст в и е чего п л ен очн о п одв еш ен н ая в л ага при п одсти л ан и и п р ом оч ен н ого слоя сухи м ок азы вается н аходя щ ей ся в к вази р авн овесн ом с о ­ стоянии. 277 Перейдем теперь к вопросу о том, каков механизм восходя­ щего передвижения пленочно подвешенной влаги при испарении. Ответить на этот вопрос можно лишь предположительно. Представляется вероятным, что указанное передвижение осу\ ществляется преимущественно за счет сорбционных, сил. В исна' ряющем слое толщйна пленок вследствие испарения умень­ шается, и влага начинает передвигаться так, как это было опи­ сано Лебедевым, т. е. от частиц с более, толстыми •пл.енками к частицам с более тонкими пленками. Так как при влажности, равной НВ, в составе пленбвдби влаги большую роль, играет рыхло связанная вода, а кроме того, в форме микроскоплений •в порах имеется и' свободная вода, за счет которой могут пи­ таться утончающиеся пленки, то передвижение вначале совер­ шается с довольно значительной скоростью. Доказательство этому мы видим в первом опыте Абрамовой (см. рис. 68). За первые двое суток путем испарения теряется влаги почти столько же, сколько, за остальные восемь. При этом подача . влаги к поверхности почвы, с которой и происходит испарение, совершается настолько быстро, что успевает компенсировать расход влаги на испарение. По наблюдениям Абрамовой, в начале опыта в течение 2— 3 суток поверхность почвенной колонны сохраняет влажность, не опускающуюся во всяком случае ниже влажности разрыва ка­ пилляров, в силу чего испарение происходит именно с поверх­ ности почвы. В дальнейшем, по мере уменьшения запаса сво­ бодной и наиболее рыхло связанной влаги остающаяся влага оказывается связанной уже более прочно. Передвижение влаги к поверхности делается медленнее и уже более не компенсирует расхода на испарение. В верхней части почвенной толщи на­ чинает образовываться сухой слой с влажностью значительно более низкой, нежели влажность разрыва капилляров, что внешне выражается в сильном осветлении поверхности почвы. Передвижение влаги в жидкой форме через такой слой невоз­ можно. В первом опыте Абрамовой такое положение вещей от­ четливо прослеживается, уже начиная с пятого дня, а возникает оно, очевидно, между вторым и пятым днями. О его возникно­ вении можно судить на основании появления почти горизон­ тального, резко загнутого влево участка на кривой распреде­ ления влаги (рис. 68 а, пятый день). ; Вследствие того что передвижение жидкой влаги через этот I сухой слой невозможно, испаряющая поверхность перестает / совпадать с дневной поверхностью почвенной толщи и опускается до той глубины, на которой влажность не меньше величины ВРК, т. е. в опыте Абрамовой не менее 11%. И действительно, на рис. 69 видно, что перегиб кривых распределения влажности для 5, 10 и 20-го дней отвечает влажности, равной как раз 11%. После того как влажность во всей промоченной толще упадет 278 до величины ВРК, восходящее передвижение влаги, как уже знаем, почти прекращается и в дальнейшем продолжается лишь медленное нарастание мощности сухого_сл;оя._.3 Как можно представить себе состоя1ние влаги при ВРК? Прямых данных, которые позволили бы с должной обоснован­ ностью ответить на этот вопрос, у нас нет. Несомненно, что при этой влажности сохраняется целиком вся стыковая влага и что вместе с тем вся или почти вся остающаяся влага находится под действием сорбционных сил, т. е. является в той или иной мере связанной. Можно предположить, что в е л и ч и н а ВРК соответствует наибольшему со д е р ж а н и ю р ы х ­ ло с в я з а н н о й в л а г и . ----- ' ' ------ ' ^ ' .... ~ Изложенное выше представление о механизме удержания передвижения пленочно подвешенной влаги относится к тому случаю, когда в почве сосуществуют и связанная и свободная вода. Это имеет место, по-видимому, в большинстве почв и грун­ тов суглинистого состава, обладающих лишь микроструктурой, в частности в широко распространенных породах лёссового и лёссовидного характера и развитых на них почвах. С переходом к породам и почвам более тяжелого механического состава— • глинистым — роль связанной воды, вообще говоря, возрастает, а роль свободной уменьшается. То же самое имеет место и в суглинистых почвах и породах при потере ими структуры (в том числе и микроструктуры). При этом свободная вода может исчезнуть совсем и вся порозность окажется заполнен­ ной исключительно связанной водой. Это имеет место, между прочим, при растирании почвенного теста с водой. В природе таким . состоянием влаги характеризуются водонепроницаемые глины и суглинки, на что указывал еще Лебедев (1936, стр. 291), а позднее Качинский (1945). Потеря микроструктуры, по-видимому, имеет место и при оглеении суглинистых и глинистых грунтов, в силу чего и исче­ зает присущая этим грунтам в . неоглеенном состоянии двоя­ кая — межагрегатная и внутриагрегатная порозность и они начинают характеризоваться весьма низкой порозностью, при­ ближающейся к минимально возможной порозности при гекса­ гональной упаковке частиц в «идеальной почве».. Естественно, что при этом уменьшается и размер пор, в связи с чем относи­ тельное содержание связанной воды значительно возрастает, иногда вплоть до полного ■заполнения ею всей порозности. В этих случаях всю влагу, содержащуюся в почве, мы с пол­ ным правом можем называть связанной или пленочной. Вели­ чина НВ в этом случае будет равна величине ПВ. Передвиже­ ние такой влаги при испарении совершается, по-видимому, примерно так же, как и рассмотренное выше передвижение пле­ ночно подвешенной влаги. Однако в данном случае свободная влага отсутствует вовсе. Поэтому передвижение влаги, которое 279: и в этом случае совершается в пленочной форме, происходит, возможно, медленнее, а кроме того, сопровождается заметной усадкой глины или суглинка. Так как в этом случае вся вла;га относится к одной катего­ рии— связанной, то в изменении скорости ее передвижения но мере уменьшения влажности каких-либо скачков не наблю­ дается. Именно этот случай и иллюстрируется четвертым из разобранных нами опытов Абрамовой (см. рис. 71). Образова­ ние сухого слоя в верхней части почвенной толш,и наблюдается и в этом опыте. Среднее уменьшение влажности почвы в сред­ ней части почвенной колонны составило в течение первых 20 дней 0,06% в день, вторых 20 дней примерно 0,05% в день, третьих 20 дней примерно 0,03% в день. Таким образом, по нашему предположению, в тонкозерни­ стых почвах и грунтах, лишенных макроструктуры и обладаю­ щих лишь микроструктурой, при влажности, равной НВ, влага в конечном итоге удерживается главным образом или даже исключительно сорбционными силами, хотя непосредственное действие этих сил может распространяться и не на всю влагу, содержащуюся в почве. При разрушении же и микроструктуры вся влага при влажности, равной НВ, переходит в категорию связанной. Подтверждение этому выводу мы находим в работе Бэбкока и Оверстрита (Babcock and Overstreet, 19576), в которой рас­ сматривается вопрос о потенциале почвенной влажности. (Этому вопросу в настоящей книге посвящается глава V II). Исключив влияние солей, т. е. осмотический потенциал, и счи­ тая, что нулевым уровнем является плоская поверхность воды (чем исключается частный потенциал давления) , авторы сводят полный дифференциал химического потенциала почвенной влаги к дифференциалу потенциала вл:а1Кности, который должен быть разложен на два члена: ка-пиллярный- потенциал и адсорбци­ онный потенциал. Авторы указывают, что сорбция влаги может быть_физйческой или химической. Ссылаясь на работу Робинса (РоЬш5,~Ю5'2)'7тк:оторый^3^ста^ теплота адсорбции в пре­ делах влажности, не превышающей НВ, того же порядка, что и теплота конденсации, авторы считают, что при любой влажно­ сти, исключая, быть может, самые малые ее величины, мы имеем дело с физической адсорбцией. Робинс в указанной работе и Гарднер (Gardner, 1955) уста­ новили, что парциальная молярная энтропия почвенной влаги с повышением температуры понижается, причем в работе Гард­ нера это установлено для интервала влажности, верхний предел которого близок к полевой влагоемкости. Это говорит о том, что во всем интервале влажности, до полевой влагоемкости включительно, поведение почвенной влаги определяется глав­ ным образом адсорбционными силами, так как пониженное 280 давление, сопряженное с менисковыми силами, повышает пар­ циальную молярную энтропию влаги. Рассмотрим теперь механизм удержания влаги в тонкозерни­ стых почвах или грунтах при наличии в них макроструктуры. Несомненно, что и при этом условии все те явления, которые только что рассматривались, также имеют место, и сорбцион­ ные силы в удержании влаги при влажности, равной НВ, при­ нимают не меньшее участие. Однако в этом случае в удержании влаги должны принимать участие и’ капиллярные силы, что определяется наличием макроструктуры. Отдельные более или менее крупные агрегаты, состоящие, как мы видели, в главе I, из агрегатов более' мелких, пронизаны как крупными, так и мелкими порами. Если в мелких порах вода может удержи­ ваться так, как это было описано только что выше, то в порах более крупных мы с полным правом можем ожидать удержания влаги и чисто капиллярным путем, т. е-. таким образом, что крупные поры и четки пор могут быть заполнены водой, кото­ рая удерживается от стекания разностью поверхностных давле­ ний нижних и верхних менисков. Тот факт, что в более или менее мощном слое такая влага не стекает, объясняется тем^ что длина таких водных нитей или столбиков в пределах каж­ дого агрегата очень невелика, настолько невелика, что гидро­ статическое давление, развиваемое такими столбиками, не пре­ вышает разности поверхностных давлений нижнего и верхнего, менисков. Вместе с тем вследствие крупного размера агрегатоа смыкание между собой столбиков, находящихся в соседних агрегатах, крайне затруднено, оно может происходить лишь между очень немногими столбиками. Из этих сливающихся столбиков вода может и стечь, но в какой-то части столбиков, которые не имеют возможности сомкнуться, вода удерживается от стекания в силу их разобщенности. Эта разобщенность, на значение которой для сохранения в почве влаги указывал Вильямс, подтверждается многими фактами. В качестве при­ мера можно привести разбиравшийся выше опыт Абрамовой с испарением подвешенной влаги из агрегатов чернозема. Мы видели, что потеря воды из такой почвы совершенно ничтожна. Это и указывает на разобщенность скоплений воды в отдельных агрегатах, препятствующую ее передвижению к испаряющей поверхности в толще структурной почвы. Таким образом, по нашим представлениям, в тонкозерни­ стых почвах, обладающих хорошо выраженной макрострукту­ рой, кроме влаги связанной и пленочно-подвешенной, может содержаться некоторое количество и влаги свободной капил­ лярно-подвешенной, находящейся в форме изолированных скоп­ лений в отдельных агрегатах. . Та часть влаги, которая находится в форме капиллярноподвешенной, сравнительно легко может быть удалена из почвы, 281: Этим и объясняется тот факт, что между величинами НВ и ММВ в структурных черноземных почвах мы находим обычно большую разницу. Так, по данным Долгова, в условиях лабо­ раторного опыта величины НВ (в насыпных колоннах) и ММВ для черноземных почв равнялись: ММВ, / НВ, % М ощ ны й ч ер н озем . ............................... Ч ер н о зем , г ор и зон т A i . . . . . То ж е , го р и зо н т B i .................................... Ч ер н о зем . . . . . . . . . . . % 2 2 ,4 2 4 ,7 2 4 ,3 2 8 ,7 3 6 ,3 3 4 ,6 3 2 ,0 4 0 ,7 По данным Францессона (1939), величины НВ (в естествен­ ном залегании) и ММВ в среднесуглинистом мощном черно­ земе находились в следующем соотношении: Глубина 0 — 10 10— 20 2 0 — 30 4 0 — 50 5 0 ^ 6 0 6 0 — 7 0 7 0 — 80 80— 90 90— 100 взятия образца, см Н В , о/о 3 3 ,5 3 3 ,2 3 3 ,2 2 9 ,7 3 1 ,1 3 0 ,8 2 9 .6 3 0 ,5 2 8 ,7 М М В , о/о 2 5 ,1 2 4 ,4 2 5 ,1 2 2 ,1 2 3 ,1 2 5 ,2 2 5 ,2 2 4 ,0 2 2 ,7 В связи с этим следует рассмотреть результаты интересных опытов Францессона (1947). Этот исследователь относится от­ рицательно к мысли о том, что удержание влаги в тонкозерни­ стых почвах и грунтах обязано своим происхождением действию сорбционных сил. Его возражения против такой мысли основы­ ваются на следующих экспериментальных данных. Установив, что влага в черноземной почве удерживается с силой, отвечающей сосущей силе крупной пыли, Францессон задался вопросом о водопроницаемости пылеватых фракций. Насытив среднюю пыль различными катионами, Францессон поставил опыты по фильтрованию воды через 5-см колонки та­ кой пыли. При давлении 5 см вод. ст. в сутки профильтровались следующие количества воды: Средняя пыль, насыщенная N a . . ................................ 1 Н . . . . . . . . . Са А1 . . ................................... Водный слой, мм 8 28 39 46 . В аналогичном опыте с тонкой пылью (0,005— 0,001 мм), на­ сыщенной кальцием, за 24 дня при давлении, равном 5 см вод. ст., профильтровался слой воды в 45 мм. Из этих опытов Францес­ сон делает вывод, что капилляры средней пыли при насыщении любым катионом и капилляры' тонкой пыли при насыщении ее кальцием водопроницаемы и их просвет не находится полностью в сфере водных пленок, удерживаемых их стенками. 282 Такие данные весьма убедительны. Они свидетельствуют о том, что в черноземных почвах, с которыми работал Францес­ сон, некоторая часть воды при влажности, равной НВ, удержи­ вается, несомненно, капиллярными силами. Эта часть влаги остается в глыбках черноземной почвы после отсасывания воды через крупную пыль, как было показано выше, что нисколько не противоречит тому факту, что наряду с этим часть влаги в черноземах содержится в форме пленочно-подвешенной. Подводя итоги всему сказанному выше о природе НВ в тонкозернистых почвах и грунтах, мы видим, что главную роль в этом явлении играют сорбционные силы. Доля воды, удержи­ ваемая этими силами непосредственно, зависит от механиче­ ского состава почвы и степени ее агрегированности. Чем тяжелее первый и чем хуже выражена микроструктура, тем большая доля воды удерживается сорбционными силами непосредст­ венно. При наличии макроструктуры в удержании влаги при­ нимают участие и капиллярные силы, однако доля пленочноподвешенной воды, как правило, и в этих случаях превышает долю капиллярно-подвешенной. Таким образом, из этого раздела настояшей главы и из пред­ шествующих мы видим, что удержание подвешенной воды в поч­ венно-грунтовых толщах, даже однородных по своему грануло­ метрическому составу, может иметь в своей основе различные явления, причина которых зависит от гранулометрического со­ става и агрегатного состояния. Тем самым между почвами и грунтами различного гранулометрического состава и различного агрегатного состояния устанавливаются качественные различия. 6. Подвешенная влага в неоднородных (слоистых) почвенно-грунтовых толщах Все сказанное выше о подвешенной влаге относилось к тому | \ случаю, когда влага накапливается в однородной по своему / механическому составу (т. е. неслоистой) почвенно-грунтовой толще. ■ ' Теперь нам предстоит рассмотреть два других случая; пер­ вый, когда подвешенная влага накапливается в нижних слоях грунтовой толщи, на границе раздела грунт— воздух, и второй случай, когда подвешенная влага накапливается в неоднородной по механическому составу Толще, — именно тот случай, когда | мелкозернистый грунт подстилается грунтом более крупнозер-| нистым и подвешенная влага накапливается в нижней части \ толщи первого грунта, над границей его раздела с грунтом ' крупнозернистым. Первый из этих случаев наблюдается в природе сравни­ тельно редко, лишь при наличии в ^ д у нте TpejgnH, идущих бо­ лее или менее горизонтально над различными более или менее 283 крупными пустотами в грунте и т. д. Чаще этот случай может встречаться при наличии тех или иных инженерных сооружений в грунтах; дренажных труб, туннелей и т. д. Второй из этих случаев в природе распространен довольно широко. Для ознакомления с этими двумя случаями образования под­ вешенной влаги воспользуемся классическими исследованиями Лебедева, который изучил этот вопрос подробно и обстоятельно (Лебедев, 1936). В табл. 64 приведены результаты двух опытов Лебедева. Опыты были поставлены следующим образом. В железные трубки, разбиравшиеся на отрезки длиной по 10 см каждый, загружали песок. Нижние концы трубок были обвязаны марлей. После этого сверху в трубки наливали воду. По мере просачи­ вания воды в песок ее доливали вновь, и так до тех пор, пока не началось вытекание воды из нижнего конца трубки. После, этого часть трубок {А, Б, В, Г, Д vl Я ), немедленно после того как освободилась от воды верхняя поверхность песка, была разобрана и в отдельных 10-см отрезках песчаных колонн была определена влажность. Другая серия трубок (Ль Б^, В ^ , Т и Д и Е, Ж и 3) была оставлена до того момента, когда из их нижних концов полностью прекратилось вытекание воды. После, этого и эти трубки были разобраны и в них также определена влаж­ ность. Обсуждая результаты опытов, Лебедев отмечает прежде всего тот факт, что влажность песка в коротких колоннах Л, Ль Б п Bi оказывается одинаковой. Об этом говорит и то обстоя­ тельство, что в момент, когда верхняя поверхность песка осво­ бождается от воды, прекращается ее вытекание и из нижнего конца трубки. В более высоких трубках стекание воды после указанного момента продолжается, вследствие чего и образуется верхняя зона с низкой и почти постоянной сверху вниз влаж­ ностью. В итоге в ы с о к и е песчаные колонны в отношении величин влажности могут быть подразделены на три зоны. В самой нижней из них (в приведенных опытах Лебедева имеющей мощность около 20 см или несколько более) наблюдается наи­ более высокая и постоянная по профилю влажность, в данном случае достигающая 14— 15%. Над ней располагается переход­ ная зона с убывающей кверху влажностью, которая имеет мощ­ ность 10— 15 см. И, наконец, еще выше располагается третья зона с низкой влажностью — в среднем в данном опыте около 2,5— 3,0%; в пределах этой зоны влажность остается почти по­ стоянной. Незначительное уменьшение влажности этой зоны по направлению вверх Лебедев объясняет не вполне равномерным уплотнением песка. Рассматривая вопрос о природе сил, удерживающих влагу 284 Таблица 64 Р асп р ед ел ен и е вл аж н о сти (% от в еса сухого п еск а) в п есч ан ы х ко л о н н ах ( п о д а н н ы м Л е б е д е в а , 1936, с т р . 126— 128, т а б л . 66 и 6 7 ) П р и м е ч а н и я . 1. Т р убк и А , Б , В , Г , Д , И — в л а ж н о ст ь о п р ед е л ен а н е­ м е д л ен н о п о сл е т о го , к ак в ер хн я я п о в ер х н о ст ь п еск а о св о б о д и л а с ь о т воды . В т р у б к а х А и B l, B i , T i, Д и Е, Ж , 3 в л а ж н о ст ь о п р ед е л ен а п о сл е т ого, как п ол н остью п р ек р ати л ось ст ек ан и е воды из н и ж н его к он ц а т р убк и . 2. Величины в л а ж н о ст и ок р угл ены д о д еся т ы х д о л е й нам и . — А. Р. В ЭТИХ зонах, Лебедев утверждает, что в нижней зоне влага удерживается чисто капиллярными силами, т. е. разностью по­ верхностных давлений верхних и нижних менисков, так, как это изображено у нас на рис. 13. Он говорит, что именно поверх­ ность раздела грунт — воздух и создает условия, «. . . в силу 285 которых внизу капилляров грунта формируется подвешенная вода», что дает основания называть эту воду капиллярно-под­ вешенной. . Далее Лебедев обращает внимание на то, что влажность нижней зоны, не вполне одинакова в колоннах коротких и длин­ ных. В коротких колоннах она достигает 22— 23%, в то время как в высоких колоннах влажность нижней зоны равняется 14— 15%. К этому указанию Лебедева добавим от себя, что величина 22— 23% равна, по-видимому, полной водовместимости песка; эту величину мы находим и в работе Иванова и в опытах Васильева (табл. 49 и 50), и в ряде других работ, в которых объектом изучения были пески. И это явление — соответствие влажности нижней зоны пес­ чаных колонн их полной водовместимости— : вполне понятно, так как естественно, что в нижней части колонн все капилляры настолько узки, что они все и должны быть заполнены водой. Поэтому тот факт, что в высоких колоннах влажность нижней зоны оказывается значительно более низкой, нам представляется трудно объяснимым. Сам Лебедев сначала не придает ему зна­ чения, говоря (стр. 127), что «. . . как мощность, так и влаж­ ность нижнего, более влажного слоя, не з а в и с и т от в ы ­ с о т ы п е с ч а н о й к о л о н н ы , вообще». Однако несколько Ниже, на стр. 134, он снова возвращается к этому вопросу и говорит: «Значительно труднее понять вторую особенность влажного слоя в ы с о к и х песчаных колонн, а именно, что влажность их никогда не достигает влажности, соответствующей п о л н о й в л а г о е м к о с т и данной породы, как это видно уже из сравнения опытов 47 и 48 (трубки А я Б) с опытами 49, 52 и 53, где влажность в коротких трубках достигает 20— 23%, тогда как в длинных она колеблется от 14 до 16%. Вероятнее всего, это явление обусловливается тем, что в длинных трубках развивается полное гидростатическое давление, причем верхние части тонких капилляров (переходная зона), передавая свое давление на крупные капилляры нижней, насыщенной водой 30Ht)i, выдавливают из них больше воды, чем ее содержится в верхней дополнительной части (переходной зоне) тонких ка­ пилляров». ■ Такое объяснение, может быть, и отвечает действительности. Но оно вынуждает поставить вопрос о справедливости другого вывода Лебедева. Им был поставлен опыт, в котором в одном случае избыточная влага из песчаной колонны свободно выте­ кала в воздух, т. е. так, как это имело место в уже описанных выше опытах, а в другом случае нижний конец предварительно' промоченной колонны был опущен в воду. В обоих случаях после установления равновесия было определено послойное распределение влажности. Результаты опыта приведены в табл. 65. 286 Таблща 65 Р асп ределени е вл аж н о сти в песчаны х колон н ах (% от веса сухого п еска) при сво б о д н о м стек ан и и в в о зд у х и при к ап и л л я р н о м п о д ъ ем е ( п о д а н н ы м Л е б е д е в а , 1936) Песок крупнозернистый Высота взятия образца, СМ 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0— 1 В воде при стекании в воздух 1 ,9 2,1 2,0 2,1 при капилляр­ ном подъеме при стекании в воздух при капилляр­ ном подъеме 1,8 2,6 1 ,9 2 .7 2 .7 2 .7 2 ,4 2 .7 2,0 2,1 2 ,5 2,2 2,2 6,0 1 3 .7 1 5 .7 1 5 ,3 Песок мелкозернистый 2,1 2 .4 3 .4 11,8 1 6 ,4 1 6 .1 1 9 ,3 2.8 -3,6 5,3 10,2 1 6 .7 1 7 .8 1 7 .4 1 9 ,1 2.8 3 ,0 3 .6 7 .6 11,2 1 3 ,5 1 6 ,2 1 9 ,4 22,0 П р и м е ч а н и е . Величины в л а ж н о ст и ок ругл ены д о д еся т ы х д о л е й п р о ­ ц ен т а н ам и . — А. Р. Из ЭТОГО опыта И из аналогичных ему других опытов Лебе­ дев делает вывод, что поскольку распределение влажности и мощность нижней зоны в обоих случаях (как при стекании в воздух, так и при поднятии) одинаковы, то должно быть оди­ наковым и поверхностное давление. А так как при капиллярном подъеме (т. е. когда конец трубки опущен в сосуд с водой) ка­ пиллярное давление создается плоской свободной поверхностью воды, то, следовательно, и давление, создаваемое водной плен­ кой на границе раздела грунт— воздух, тоже должно быть равно давлению свободной плоской поверхности воды, т. е. величине Ро в уравнении Лапласа. Такой вывод мы не можем признать правильным. В только что рассмотренном опыте бросается в глаза тот факт, что в слу­ чае капиллярного подъема влажность нижнеи зоны песчаных колонн значительно ниже величины полной водовместимости. В случае крупнозернистого песка эти величины соответственно равны 15— 16 и 20— 22% (см. табл. 64 и 65). Спрашивается: по­ чему же в опыте, где вода свободно вытекала в воздух, в корот­ ких колоннах (табл. 64) имело место сплошное заполнение всех пор, а при капиллярном подъеме этого на наблюдалось? Такое расхождение, по-видимому, имеет своей причиной одну методиче­ скую ошибку. Эта ошибка заключается в том, что перед тем как определять влажность в песчаных колоннах при капиллярном подъеме, Лебедев отсоединял их от внешнего сосуда, в который 287, были погружены нижние концы трубок. В момент вынима­ ния нижнего конца трубки из воды образуется, хотя бы на одно мгновение, водяная перемычка между нижним концом трубки и поверхностью воды в сосуде. Боковая поверхность этой пере­ мычки, естественно, приобретает вогнутую форму (рис. 75). Сле­ довательно, нормальное поверхностное давление, существовав­ шее под плоской поверхностью воды в сосуде, заменяется более низким поверхностным давлением под вогнутой поверхностью перемычки. Вследствие этого равновесное рас­ пределение влаги нарушается, и часть влаги, содержащейся в нижних слоях песчаной ко­ лонны, успевает вытечь, так как достаточно большой размер пор обеспечивает и достаточно быстрое вытекание. Поэтому при такой тех­ нике постановки опыта мы не получаем истин­ ное равновесное распределение влаги в колон­ не при капиллярном подъеме, а находим пони­ женные величины. Тот факт, что и при стекании в воздух из высоких колонн мы находим эти же понижен­ ные величины, свидетельствует о том, что давление,, поддерживающее воду в равновес­ ном состоянии, при этом отнюдь не равно нормальному поверхностному давлению, свой­ ственному плоской поверхности воды, а за­ метно ниже его. Из этого следует, что нижняя поверхность водного тела, создающегося в нижней части высокой песчаной колонны, образована не плоскими менисками, а вогну­ Р и с. 75. С м ещ ен и е тыми, поверхностное давление которых ниже, к ап и л л я р н ой к ай ­ чем поверхностное давление плоских, т. е. эта мы при вы ним ании к и ж н его к о н ц а к о ­ нижняя поверхность имеет вид, изображен­ лонн ы из сосуда ный на рис. 13 а. Такое положение вполне с водой. естественно, так как мениски будут устойчи­ I —ло вынимания, выми лишь в том случае, когда они находятся 2 —после. в относительно суженных участках. Если же вследствие повышения гидростатического давления мениски будут сдвинуты книзу, то вследствие смоченности поверхности частиц это вызовет образование капель на тех участках поверх­ ностей частиц, которые обращены вниз, и последующее стекание избытка воды, вызвавшего повышение гидростатического давле­ ния, из песчаной колонны. Опыты, аналогичные только что описанным, были постав­ лены Лебедевым и с тонкочастичным материалом — лёссом. Эти опыты полностью подтверждают те выводы, которые Лебедев сделал на основании опытов с песчаными колоннами, и мы их особо комментировать не будем. 288 Данные табл. 65 иллюстрируют еще одно явление, о кото­ ром уже говорилось, когда рассматривалась обвдая теория-ка-^ пиллярных явлений. Сопоставляя между собой величины влаж­ ности в нижней зоне колонны, мы видим, что при стекании и , мощность нижней части колонны с повышенной влажностью, и влажность в ее пределах заметно выше, чем при капиллярном подъеме. Особенно резко это заметно в колонне с мелкозерни­ стым песком; относящиеся к ней данные представлены на рис. 76. Разбирая распределение воды в четочных капилля­ рах (см. рис. 15), мы указы: вали, что в четочных капилля­ рах могут иметь место два слу­ чая равновесного распределе­ ния влаги в зависимости от того, откуда поступает влага в капилляр — сверху или сни­ зу. В первом случае в четочном капилляре образуется более высокий столбик воды, нежели во втором. То же самое явле­ ние наблюдается и в песчаных колоннах Лебедева (рис. 76): при проникновении влаги в си­ стему почвенных пор сверху в песке создается более мощ­ Р и с. 76. Р а с п р е д е л е н и е воды в : ный слой капиллярно-подве­ п есч ан ой к ол он н е при отек а­ шенной воды, чем при капил­ нии { } ) и к ап и л ля р н ом п о д ъ е м е (2) лярном подъеме снизу.. Это (п о Л е б е д е в у ) . явление — недостижение водой наивысшего возможного поло­ жения при поступлении ее в четочный капилляр снизу — носит название к а п и л л я р н о г о г и с т е р е з и с а . Подводя итоги всему сказанному, мы видим, что при сво­ бодном стекании воды из нижних концов соответствующих ко­ лонн в них создается слой с относительно высокой влажностью, постепенно уменьшающейся кверху, в котором значительная часть влаги, как это убедительно показано Лебедевым, удержи­ вается чисто капиллярными силами. Поэтому эта влага в .пол­ ной мере заслуживает наименования капиллярно подвешенной. Область ее содержания распространяется как на н и ж н ю ю ; зону с высокой влажностью, так и на переходную зону с уменьшаю­ щейся кверху влажностью. Так, в опыте, данные которого при­ ведены в табл. 65, верхняя граница переходной зоны в мелко­ зернистом песке лежит на высоте около 50— 60 см, а в крупно­ зернистом песке— : на высоте около 30— 40 см. Что же касается верхней зоны с постоянной влажностью, то Лебедев считал (1936, стр. 129), что эта влажность соответствует 19 Заказ № 405 289 максимальному смачиванию песка, т. е. представляет собой воду связанную. Мы видели, что такой взгляд является оши­ бочным и что значительная часть влаги и в этой зоне удержи­ вается капиллярными силами в форме стыковой воды. , Существенное свойство влаги, находящейся в верхних частях высоких песчаных колонн, т. е. стыковой влаги, заключается в ее неспособности передавать гидравлическое давление. Это было доказано Лебедевым е помощью опытов, описанных в главе IV. На этом мы закончим рассмотрение вопроса об удержании капиллярно-подвешенной влаги над границей раздела грунт— ■ воздух. Как мы уже указывали в начале настоящего раздела, в природе такие случаи удержания подвешенной воды встре­ чаются относительно редко. Гораздо чаще они встречаются над различными сооружениями, связанными с искусственным созданием в грунтах различного рода пустот (туннели, дренаж­ ные трубы и пр.). Однако явления, весьма близкие по своей сущности к только что рассмотренным, мы встречаем в природе тогда, когда почвенно-грунтовая толща неоднородна по своему сложению и механическому составу, и именно в' тех случаях, когда более тяжелые по механическому составу слои подсти­ лаются слоями более легкими. Особенности удержания влаги в таких случаях были впервые установлены и изучены опятьтаки Лебедевым. Он показал, что при этих условиях в нижней части мелкозернистого слоя, над границей его соприкосновения с крупнозернистым, задерживается некоторое добавочное коли­ чество воды. Так, например, в одном из опытов Лебедева (1936, стр. 152) равновесная влажность 50-см колонны мелкозернистого песка по 10-см слоям оказалась равной (в %): при п одсти л а н и и л ёссо м . . 2 ,5 8 2 ,4 7 2 ,3 9 2 ,4 1 2 ,4 1 2 ,4 4 при п одсти л ан и и к р упн озер н исты м п еск ом . . . . . . . . . . . . . . 2 ,9 8 2 ,6 8 2 ,6 5 2 ,7 0 3 ,4 9 5 ,3 0 Таким образом, подстилание крупнозернистым грунтом вы­ зывает повышение влажности в нижних слоях налегающей на него, толщи мелкозернистого грунта. Лебедев объясняет это яв­ ление тем, что в таких случаях «...часть тонких капиллярных ходов мелкозернистого слоя неизбежно должна расширяться- и, таким образом, на контакте мелкозернистого слоя сверху и крупнозернистого снизу создадутся условия для сформирования в мелкозернистом слое Подвешенных капиллярных вод. Оче­ видно, что при этом не все капиллярные ходы мелкозернистого слоя заполнятся подвешенной водой, а только более мелкие, да и из последних не все, а лишь те, которые основанием своим, так сказать, упрутся в крупные поры крупнозернистого слоя. След­ 290 ствием изложенного должно быть то, что влажность мелкозер­ нистого слоя над крупнозернистым в момент равновесия будет больше, чем в том случае, когда мелкозернистая порода зале­ гает однородным сплошным массивом» (1936, стр. 154). Из этих слов Лебедева явствует, что механизм удержания добавочной воды в .данном случае тот же, что и в рассмотрен­ ном выше случае — над границей раздела грунт— воздух. Иными словами, и в этом случае в нижней части мелкозернистого слоя накапливается некоторое количество капиллярно подвешенной воды. Само собой разумеется, что капиллярными силами при этом удерживается лишь некоторая часть воды — тем меньшая, чем тяжелее по механическому составу данный слой грунта. Остальная часть влаги удерживается иным путем, при тонко­ зернистом механическом составе относясь к категории пленочно подвешенной. Как известно, рассмотренные только что явления были поло­ жены Лебедевым в основу устройства слоистых экранов при сооружении дамб и плотин (1936, стр. 166). В дальнейшем эта идея была развита Качинским (1945). Повышение влагоемкости мелкозернистых почв прослойками, состоящими из крупнозернистого материала, наблюдал также С. Н. Рыжов (1940). Исходя из этих наблюдений, он пришел к выводу, что такое повышение влагоемкости должно прини­ маться во внимание при расчете поливных норм. Накопление капиллярно-подвешенной влаги в мелкозерни­ стом песке, подстилаемом крупнозернистым, изучалось Стапренсом (1954). Он установил, что в этом случае влага в мелкозер­ нистом песке распределяется по капиллярной кривой, причем кривая является верхним отрезком нормальной кривой, свой­ ственной данному песку, т. е. той кривой, по которой распреде­ лялась бы в нем влага, если бы материал был взят в виДе толщи достаточной мощности, в нижней части которой имелся бы слой свободной влаги. Стапренс нашел и количественную закономерность, которая заключается в том, что высота отрезка капиллярной кривой в мелкозернистом материале равна разно-, сти между максимальной высотой капиллярного поднятия в этом материале и максимальной высотой капиллярного, под­ нятия, свойственной подстилающему песку. Описываемое явление наблюдается также и в - суглинистых почвах и грунтах. На рис. 77 изображены результаты лабора­ торного опыта. Кривые 1 и \2 показывают распределение влаги в среднем лёссовидном суглинке при несквозном промачивании 200-см колонны. Они характеризуют НВ данного суглинка. Кри­ вая 3 представляет распределение влаги в том же суглинке при условии подстилания его на глубине 175 см песком. Из рисунка видно, что подстилание <повысило содержание подвешенной влаги примерно на 10%. 19* 291 Возникновение капиллярно-подвешенной влаги в двучленной суглинистой толще в природной обстановке было изучено Боль­ шаковым (1961) на территории Центрально-Черноземного госу­ дарственного заповедника (Курская область). Мощные черно­ земы на этой территории развиты на двучленном плаще лёссо­ видного суглинка, который состоит из 2-м толщи тяжелого суглинка, подстилаемого средним суглинком. Гранулометриче­ ский состав этой двучленной толщи характеризуется данными, приведенными в табл. 66. , Р и с. 77. Р а с п р е д е л е н и е в лаги, к ол он н ах. в насы пны х / — в среднем суглинке при несквозном промачивании через IS суток по окончании впитывания, 2 — то же через 20 суток, S —распределение влаги в сред­ нем суглинке, подстилаемом песком, через 18 суток по окончании впитывания при сквозном промачивании. Т абли ц а 66 Содержание частиц (% от веса сухой почвы) • Размеры частиц, мм Суглинок Глубина слоя, см >0,25 0,25-0.0,06 0,006-0,002 0.002-0,0002 <0,0002 В ер х н и й 140— 150 190— 2 0 0 0 ,0 0 ,0 6 0 ,4 5 6 ,6 9 ,3 9 ,8 6 ,2 1 1 ,3 2 3 ,0 2 2 ,2 Н и ж н ий 2 2 0 — 230 2 4 0 — 25 0 0 ,0 0 ,0 .8 1 ,4 8 2 ,4 3 .3 2 ,6 0 ,8 2 ,5 1 4 .5 1 2 .5 При обильном промачивании верхнего наноса в нем возни­ кает горизонт капиллярно-подвешенной влаги, как это видно из 292 рис. 78 а. Н ад границей смены наносов возникает отчетливое накопление влаги сверх величины НВ в слое мощностью около 70 см. В выше лежащей части верхнего наноса тоже прослежи­ вается такое накопление, но очень небольшое. Несколько иную картину мы видим на рис. 78 6. Благодаря еще более, обильному В л а т н о с т ь .% о т о бъ е м а почвы Р и с . 78. Р а с п р е д е л е н и е влаги в д в у ч л ен н о й т о л щ е и з т я ж е л о г о су гл и н к а , п о д с т и л а ем о г о в н а ч а л е тр ет ь его м етр а ср ед н и м сугли н ком , в п р и р од н ы х у с л о в и я х (п о Б о л ь ш а к о в у ). а —среднее увлажнение: 1 —НВ, 2 —влажность 5/V, 3 — влажность 20А ^, 4 — влаж­ ность 4Л''!, 5—влажность I/IX; б—обильное увлажнение: I — НВ, 2 — влажность почвы’I/VI, 3—влажность почвы 19Л^1, 4—влажность почвы 4А^П, 5—влажность почвы 4/VIII, 5—влажность почвы 1/IX. поступлению талых вод и весенних осадков в этом году значи­ тельное накопление капиллярно-подвешенной влаги охватило всю 230-см толщу верхнего наноса и распространилось на верх­ ние слои нижнего наноса. Наибольшее накопление наблюдается в нижней части верхнего наноса, кверху оно несколько умень­ шается. В дальнейшем капиллярно-подвешенная влага посте­ пенно расходовалась вследствие десукции ее корнями растений. Наблюдениями Стапренса и Большакова, было установлено^ что капиллярно-подвешенная влага:, накапливающаяся сверх 293 величины НВ в мелкозернистых наносах, подстилаемых более крупнозернистыми, обладает многими свойствами подпертой влаги, т. е. влаги капиллярной каймы. Н а этом основании такой форме подвешенной влаги может быть присвоено наименование к а п и л л я р н о й п о д п е р т о - п о д в е ш е н н о й , указываюш;ее на ее двоякий характер. На влагоемкость суглинистых и глинистых почв может вли­ ять также наличие в их толще уплотненных горизонтов. На это указываю т Балябо и Васильева (1951), . В тех случаях, когда в почве на той или иной глубине имеется уплотненная прослойка, в -которой поры значительно меньше по размеру, чем в ниже лежащ ем слое, проникновение влаги в этот ниже лежащий слой делается затрудненным не только вследствие пониженной фильтрационной способности уплотненного слоя, но и потому, что часть влаги в нем задержи­ вается в капиллярно подвешенном состоянии. Это положение Балябо и Васильева иллюстрируют данными, приведенными нами в табл. 67. Т аблица 67 Водно-физические свойства сероземов разной степени окультуренности (по данным Балябо и Васильевой, 1951) НВ, % Почва Глубина взятия образца, ов, г/смЧ % от объема 1 ,3 6 1 ,4 0 1 ,6 3 1 ,5 7 1 ,5 3 1 ,4 9 1 ,4 4 '4 9 ,1 " 4 9 ,0 4 0 ,0 4 1 ,9 4 4 ,2 4 5 ,2 4 7 ,5 см Д р ев н еп о л и в н о й сер о­ зем . Х л о п к ов ая ст ар опаш ка; р езк о в ы д е­ л я ет ся уп лотненны й п о дп а х о т н ы й гор и зон т 2 0 — 40 см Д р ев н еп о л и в н о й сер о­ зе м п о сл е расп аш к и лю церны 0—10 10—20 2 0 — 30 3 0 40 ,4 0 — 60 60— 80 8 0 -1 0 0 . 0-10 10—20 2 0 — 30 3 0 — 40 4 0 — 60 6 0 — 80 80— 100 пв, 1 ,3 0 1 ,2 7 1 .4 0 1 ,4 0 1 ,4 2 1 ,4 3 1 ,4 6 5 0 ,9 5 1 ,8 4 8 ,9 4 8 ,9 ■ 4 8 ,8 4 7 ,8 4 6 ,7 от веса 2 6 ,8 2 4 ,4 2 4 ,3 2 2 ,8 2 1 ,1 от обема 1 8 ,8 3 6 ,4 3 4 ,2 ■ 3 9 ,6 3 5 ,8 3 2 ,2 2 9 ,8 2 7 ,0 3 0 ,2 2 7 ,4 2 5 ,2 2 5 ,2 2 2 ,9 2 3 ,8 2 4 ,2 3 9 ,3 3 4 ,8 3 5 ,3 3 5 ,3 ’ ■ 3 2 ,5 3 4 ,0 3 5 ,3 20,0 Аэрация при влаж­ ности, равной НВ, % от объема (ПВ-НВ) 1 2 ,7 1 4 ,8 0 ,4 6.1 12,0 1 5 ,4 2 0 .5 11.6 1 7 ,0 1 3 ,6 1 3 ,6 1 6 ,3 1 3 ,8 11,4 Опираясь на эти данные, авторы подчеркивают тот факт, наличие уплотненного подпахотного горизонта з.аметно по­ низило величину НВ в н и ж е л е ж а щ и х слоях вследствие того, что более широкие капилляры, сврйственные этим слоям, не могут отсасывать воду из тонких капилляров уплотненного ЧТО 294 подпахотного горизонта. Поэтому НВ получается как бы «не­ полной», т. е. более низкой, чем она могла бы быть при данном механическом и агрегатном составе. Окультуривание (люцерна!) способствует созданию боль­ ших запасов влаги, повышая НВ. Далее авторы приводят результаты лабораторных опытов с насыпными колоннами, отчетливо подтверждающие тот факт, что уплотнение подпахотного горизонта заметно снижает НВ ниже лежащих горизонтов. Это наблюдалось при 0В = 1,3, в то время как уплотненный подпахотный горизонт имел 0В = 1,6. Еще более резко это выявилось, когда подпахотный был приго­ товлен из перемятой почвенной массы. В уплотненном горизонте НВ приближается к ПВ. Уплотне­ ние поверхностного горизонта также снижает НВ ниже лежащих слоев. Все эти явления наблюдаются, когда уплотненный горизонт имеет ОВ от 1,5 и выше, и не наблюдаются при ОВ, равном 1,4 и ниже. 7. З а к л ю ч е н и е Подводя итоги всему сказанному о формах удержания под­ вешенной влаги в почвах с однородным профилем, мы видим, I что эти формы и соответствующие им «механизмы» удержания [ в разных почвах различны, они зависят от гранулометрического ; состава, агрегатного состояния и плотности почвы. В 1956 г. нами совместно с М. М. Абрамовой, А. Ф. Большаковым и Н. С. Орешкиной была опубликована статья, в которой предла­ галось выделять несколько форм подвешенной влаги в одно­ родных почвах и грунтах. Это предложение, несколько дополнен­ ное, заключается в следующем. 1. В л а г а сты ко в а я к а п и л л я р н о - п о д в е ш е н н а я. Может возникать в почвах и грунтах крупно- (крупнее 1 мм) и среднезернистых (от 1,0 до 0,1 мм). В первых она и при наи­ большем своем содержании всегда содержится в форме разоб­ щенных между собой>1 анже1 --в.-точках соприкосновения частиц (схематическое изображение см. на рис. 79 а). Во вторых при наибольшем своем содержании она образует манжеты,: соприкасаюшиеся своими краями (схематическое изображение см. на рис. 5 2 Б). 2. В л а г а н а с ы щ а ю щ а я к а п и л л я р н о - п о д в е ш е н ­ ная. Возникает в среднезернистых почвах и грунтах при усло­ вии их исходной сухости (Схематическое изображение см. на рис. 48). Мощность слоя этой влаги имеет известный предел, тем больший, чем мельче частицы. При повышении этой мощности большая часть влаги быстро стекает, оставляя после себя лишь стыковую влагу. 295 Эта же форма влаги возникает в мелкозернистых почвах и грунтах, состоящих из частиц 0,10— 0,01 (а может быть, и до 0,005 мм) в диаметре, независимо от исходной влажности почвы или грунта и в слое любой мощности, но не обладает проч­ ностью и сразу же начинает рассасываться, оставляя после себя влагу стыковую. 3. В л а г а с о р б ц и о н н о - п о д в е щ е н н а я ( или п л е \н о ч н о - п о д в е ш е и н а я). Возникает в пылеватых легких,. Передних и тяжелых микроструктурных суглинках, занимая при 'Наибольшем содержании, равном НВ, около ^/з всего поровогО' пространства (схематическое изображение см. На рис. 79 6), Удерживается прочно,, являясь равновесной при смыкании про­ моченного слоя с капиллярной Каймой и квазиравновесной при наличии внизу сухого слоя. Состоит частично из связанной влаги, частично из микроскоплений сорбционно-замкнутой сво­ бодной влаги, изолированных «пленочными пробками», 4. В л а г а с о р б ц и о н н о - п о д в е ш е н н а я , с в я з а н н а я . Возникает в тяжелых суглинистых и глинистых почвах, лишен­ ных микроструктуры, и состоит целиком из пленок связанной влаги. Занимает от 2/з порового пространства до полного его заполнения. Схематический: H3o6jDa>KeHa на рис, 79 б. 5. В л а г а в н у т р и а г р ег а т н а я к а п и л л я р н о - п о д в е ш е н н а я . Возникает в горизонтах почв, имеющих макро­ структуру (преимущественно среднего и тяжелого грануломе­ трического состава). При наибольшем содержании (равном НВ) занимает около 7з всего порового пространства. Состоит ча­ стично из пленок связанной влаги, частично из свободной влаги, заполняющей тонкие капилляры, пронизывающие макроагре­ гаты, в которых она удерживается разностью поверхностных давлений менисков, ограничивающих водные столбики в этих капиллярах. Схематически изображена на рис. 79 г. Кроме этих форм, образование которых наблюдается в поч­ вах и грунтах, однородных по гранулометрическому составу, в двучленных наносах, при подстилании мелкозернистого наноса крупнозернистым, в нижней части мелкозернистого может воз­ никать слой к а п и л л я р н о й п од п е р т о - п о д в е ш е н н о й влаги. в) Р и с. 79. С хем а ти ч еск о е и зо б р а ж е н и е р а зн ы х в и д о в у д е р ж а н и я п одв еш ен н ой влаги. л —стыковая; б—сйрбционно-подвешенная: / — •микроагрегат, 2 —почвенная частица; 3 — пора, занятая воздухом, 4 — влага сорбционно-замкнутая, свободная, 5—влага рыхло связанная, 6 —влага прочно связанная; в — влага сорбционно-подвешенная, связанная, 2— внутриагрегатная капиллярно-подвешенная: ! — почвенная . частица, 2 — влага внутриагрегатная капиллярно-подвешенная, 3 — пора, занятая воздухом, 4 — ограничиваю­ щий ее мениск. 297 г л а в а VI СВОБОДНАЯ ГРАВИТАЦИОННАЯ ВЛАГА 1. Общие представления. Формы свободной гравитационной влаги Те категории почвенной влаги, с которыми мы знакомились до сих пор, отличались тем, что их удержание и передвижение в почве определялось преимущественным участием сорбцион­ ных сил, источником которых являются твердые частицы почвы. Действие этих сил, как мы видели, ослабевает по мере воз­ растания влажности почвы. При достижении последней вели­ чины НВ эти силы насыщаются полностью. Однако во многих случаях, даже прежд©, чем влажность достигнет величины НВ, в почве уже появляется с в о б о д н а я влага, т.е. влага, свободная от влияния адсорбционных и сорбционных сил; сорбционно-замкнутая свободная влага в тон­ козернистых почвах и грунтах, стыковая в крупно-, средне- и мелкозернистых, капиллярно-подвегаенная в слоистых почвенно­ грунтовых толщах и внутриагрегатная капиллярно-подвешенная в макроструктурных почвах. Свободной являе:тся и вся та влага, которая содержится в почве сверх величины НВ, т. е. в интер­ вале влажностей между НВ и ПВ. Эта влага тоже находится вне влияния сорбционных сил, исходящих от почвенных частиц, поэтому и принято называть ее свободной влагой. Однако в почвах и грунтах тяжелого механического состава и' почвах, лишенных структуры, свободной влаги и при влажности, рав­ ной ПВ, может не содержаться, ибо вся влага будет относиться к категории связанной. . Мы считаем необходимым подчеркнуть только что сформу­ лированное различие между связанной и свободной влагой. В некоторых работах встречается выражение «капиллярно-свя­ занная влага». Этот термин распространяется даже на влагу капиллярной каймы. Он должен быть самым решительным об­ разом забракован. Влага капиллярной каймы — влага вполне свободная, поскольку при понижении, уровня грунтовых вод она свободно стекает. «Связанной влагой» мы называем только ту, которая непосредственно удерживается сорбционными силами. Так как свободная влага находится вне влияния сил, прису­ щих почвенным частицам, то ее поведение в почве должно уп­ равляться по преимуществу силой тяжести. Однако сила тя­ жести может считаться единственной силой, определяющей по­ ведение свободной влаги при влажности, превышающей НВ, лишь в крупнозернистых'Средах, таких, как гравий, галечники и т. д. В почвах же и грунтах среднезернистых и тонкозерни­ стых сила тяжести всегда сочетается с силами капиллярными. 298 Это определяется тем, что скопления свободной влаги, какую бы форму они не имели, в средне-, мелко- и тонкозернистых почвах и грунтах всегда будут ограничены менисками, обладающими различной кривизной, а следовательно, и различным поверх­ ностным давлением. Поэтому все поведение свободной воды и будет определяться в общем случае совместным действием силы тяжести и менисковых сил. Однако поскольку мениски ограничивают скопления свобод­ ной воды со всех сторон, развиваемые ими поверхностные дав­ ления имеют тенденцию к взаимному уравновешиванию; в то же время сила тяжести всегда направлена вниз. Поэтому свободная влага при влажности, превышающей НВ, характери­ зуется способностью — реальной или потенциальной — к нисхо­ дящему передвижению, в связи с чем мы имеем основание назы­ вать ее с в о б о д н о й г р а в и т а ц и о н н о й в л а г о й , в отли­ чие от уже знакомых нам форм свободной влаги: стыковой, капиллярно-подвешенной и сорбционно-замкнутой. Способность свободной гравитационной влаги (которую мы для краткости будем называть просто гравитационной) к нисхо­ дящему передвижению становится реальной тогда, когда на пути ее нисходящего передвижения нет водоупорных слоев почвы или грунта). В этом случае способность гравитационной влаги к нисходящему передвижению оказывается реальной, и влага может просачиваться вниз, заполняя поровое простран­ ство либо целиком, либо частично — в зависимости от интенсив­ ности поступления влаги. Направление передвижения влаги при этом будет всецело определяться силой тяжести, хотя на ско­ рость будут также влиять силы капиллярные и сила трения — внешнего и внутреннего. Такой вид гравитационной влаги мы условимся называть п р о с а ч и в а ю щ е й с я г р а в и т а ц и о н ­ но й в л а г о й. ■ Обратимся теперь к другому случаю, когда на пути проса­ чивающейся гравитационной влаги имеется водоупорный слой и когда вследствие наличия этого слоя способность влаги про­ сачиваться делается потенциальной. Для простоты рассуждений допустим сначала, что водоупорный слой вполне водонепро­ ницаем.' Достигнув такого слоя, гравитационная влага окажется за­ держанной над ним, как бы подпертой этим слоем. Условимся называть такую влагу г р а в и т а ц и о н н о й п о д п е р т о й в л а г о й , используя термин Качинского (1934), который, однако, вкладывал в этот термин несколько более узкое содер­ жание, относя его, как мы увидим ниже, лишь к верхней части тела подпертой гравитационной влаги. Можно поставить вопрос: какими же силами подпертая гра­ витационная влага удерживается в этом подпертом состоянии? Какие силы противостоят силе тяжести, под влиянием которой 299 гравитационная влага стремится двигаться вниз? Очевидно, что при наличии водоупорного слоя, над которым накапливается подпертая влага, такими .силами являются силы сцепления ме­ жду частицами водоупорного слоя. Эти силы, вообще говоря, могут быть различной природы, но в обсуждение вопроса об их природе мы можем не входить, так как для интересующего нас явления это значения не имеет, и будем их называть просто сопротивлением водоупора. Подпертая гравитационная влага при условии продолжаю­ щегося поступления просачивающейся влаги сверху, естественно, начинает накапливаться над водоупорным слоем, заполняя со­ бой поровое пространство выше лежащего слоя. Это заполнение вследствие защемления изолированных скоплений воздуха мо­ жет быть не совсем полным, что будет показано ниже. Суще­ ственным, однако, является то, что подпертая г р а в и т а | Ционная в л а г а , н а к о п и в ш а я с я н а д в о д о у п о р н ы м /слоем, п р и о б р е т а е т с в о й с т в о г и д р о с т а т и ч е с к о й | с п л о ш н о с т и , т. е. с п о с о б н о с т ь п е р е д а в а т ь г и д р о / с т а т и ч е с к о е давление, j По мере дальнейшего поступления сверху просачивающейся гравитационной влаги толща слоя подпертой гравитационной влаги будет нарастать, а следовательно, будет нарастать и ги­ дростатическое давление, создаваемое этим слоем. Существен­ ным следствием увеличения этого давления будет появление у подпертой гравитационной влаги способности вытекать из стенки естественного или искусственного разреза, сделанного через слой почвы или грунта, содержащего в себе эту влагу. Поясним это явление графически. На рис. 80 линия А В изображает дневную поверхность поч­ венно-грунтовой толщи, а DC — верхнюю поверхность водоупор­ ного слоя; 1, II, III, и т. д .— элементарные, т. е. бесконечно тонкие слои почвенно-грунтовой толщи, в пределах каждого из которых вследствие его бесконечно малой толщины все пове­ дение влаги можно рассматривать как однородное во всех отно­ шениях. Заложим в слое почвенно-грунтовой толщи ABC D разрез abed, доходящий до водоупорного слоя, и посмотрим, как будет себя вести гравитационная подпертая влага у стенки разреза Ьс по мере заполнения этой влагой слоев I, II, I I I и т. д. почвенно­ грунтовой толщи. Совершенно очевидно, что на стенке разреза эта влага должна сначала (при малой толщине слоя подпертой гравита­ ционной влаги) образовать менисковую поверхность, т.е. по­ верхность, состоящую из бесчисленного количества менисков, возникающих в порах почвы различной кривизны в соответ­ ствии с различным диаметром этих пор. Поверхностное давле­ ние вогнутых внутрь менисков будет меньше нормального по­ 300 верхностного давления и будет направлено внутрь почвенной толщи. Это давление мы изобразили в виде черных стрелок, направленных вправо. Оно препятствует вытеканию подпертой гравитационной влаги из стенки разреза. Величина этого дав­ ления может изменяться в зависимости от кривизны менисков. Поверхностному давлению противодействует гидростатиче­ ское давление столба подпертой гравитационной влаги, которое увеличивается вместе с увеличением толщи слоя последней. а 6' Р и с. 80. С х ем а ти ч еск о е и з о б р а ж е н и е с о о т ­ н ош ен и й м е ж д у ги д р ост ат и ч еск и м и п о в ер х ­ ностны м д а в л ен и е м в лагй н а д зер к а л о м гр у н т о в о й в оды и п о д ним. С этим давлением суммируется поверхностное давление менис­ ков, составляющих верхнюю поверхность тела подпертой грави­ тационной влаги. Так как размеры пор, в которых образуются верхние мениски, в различных частях слоя почвы AB C D в сред­ нем одинаковы, то и развиваемое ими поверхностное давление существенно не меняется по мере нарастания мощности тела подпертой гравитационной влаги. Поэтому поверхностное дав­ ление верхних менисков, не зависящее от положения верхней границы тела подпертой гравитационной влаги, мы изобразили в форме одной стрелки, направленной вниз, в верхней Части почвенной толщи. Гидростатическое же давление по мере увеличения мощности тела подпертой гравитационной влаги возрастает примерно про­ порционально этой мощности и при этом, как известно, распро­ страняется одинаково во все стороны. Поскольку нас интере­ сует действие этого давления на менисковую поверхность под­ пертой влаги на стенке разреза Ьс, мы изобразили величину 301 этого давления в виде системы косо заштрихованных стрелок, загибающихся влево. Их толщина увеличивается книзу, отра­ жая величину нарастающего книзу по мере увеличения толщи подпертой гравитационной влаги гидростатического давления (плюс поверхностное давление верхних менисков). В слоях VI, V, IV, I II я I I гидростатическое давление под­ пертой гравитационной влаги, хотя и возрастающее сверху вниз, еще не превосходит менискового давления на стенке разреза Ьс. Последнее также лишь нарастает сверху вниз за счет умень­ шения кривизны менисков. В слое же / давление подпертой гравитационной влаги уже превысило максимальное возможное давление менисков, равное, как мы знаем, нормальному поверх­ ностному давлению, в силу чего гравитационная влага излилась в разрез и образовала в нем зеркало свободной воды на гра­ нице между слоями / и //. Это зеркало займет в разрезе как раз тот уровень, на кото­ ром давление (гидростатическое плюс поверхностное давление верхних менисков) подпертой гравитационной влаги будет равно поверхностному давлению принявших плоскую форму менис­ ков, ограничивающих толщу подпертой гравитационной влаги Hai боковой стенке разреза, т. е. нормальному поверхностному давлению и одновременно атмосферному давлению. В почвенно-грунтовой толще, в которой нет никаких разре­ зов, нет, конечно, и никакого «зеркала» свободной воды. Там есть лишь воображаемая поверхность, на которой осуще­ ствляется указанное только что равенство. Эту в о о б р а ж а е ­ мую п о в е р х н о с т ь мы и н а з ы в а е м зеркалом г р у н т о в ы х вод, так как при возникновении разреза именно на глубине этой воображаемой поверхности появляется в разрезе уже настоящее, реальное, зеркало свободной воды. Напомним, что способность подпертой гравитационной влаги изливаться из стенок искусственных или естественных разрезов, по определению Лебедева (1936), является признаком, харак­ терным для грунтовых вод. Как видно из сказанного, верхняя граница слоя подпертой гравитационной влаги лежит всегда выше зеркала грунтовых вод. Та часть слоя подпертой гравитационной влаги, которая заключена между его верхней границей и, зеркалом грунтовых вод, носит название к а п и л л я р н о й к а й мы. Это название обусловливается тем, что распределение и поведение влаги в указанной кайме оказывается совершенно аналогичным рас­ пределению влаги, капиллярно поднятой в колонне почвы или грунта в . результате приведения в соприкосновение нижнего конца колонны со свободной поверхностью воды. Аналогичность такого распределения определяется тем, что в обоих случаях на нижнем уровне гидростатическое давление влаги равно нор­ мальному поверхностному давлению. 302 Характерной чертой такого распределения является постепен­ ное уменьшение содержания свободной влаги (а следовательно, и общего содержания влаги) по мере удаления от зеркала свободной воды. Свободная влага, находящаяся в капиллярной кайме, гидростатически связана со всей остальной массой под­ пертой гравитационной влаги и называется, по предложению Качинского (1934), к а п и л л я р н о й п о д п е р т о й в л а г о й . Подпертая гравитационная влага вследствие своей гидравли- [jj ческой сплошности и подчинения преимущественному влиянию силы тяжести обладает способностью стекать по уклону, если водоупорный слой обладает таковым. Такую влагу мы будем называть с т е к а ю щ е й гр а в ит а ци о н н о й в л а г о й. Если водоупорный слой имеет вогнутую чашеобразную форму или если он при значительном пространственном рас­ пространении является горизонтальным, то подпертая гравита­ ционная влага делается неподвижной. Такую влагу мы усло­ вимся называть з а с т о й н о й г р а в и т а ц и о н н о й в л а г о й . В случаях, когда подпертая гравитационная влага из капил­ лярной каймы расходуется путем испарения или десукции ра­ стительным покровом, то эта влага может предвигаться вверх при преобладающем влиянии капиллярных сил. Такую влагу мы условимся называть к а п и л л я р н о й в о с х о д я щ е й влагой. До сих пор все наши рассуждения велись в предположении полной водонепроницаемости водоупорного слоя. Допустим, что он лишь относительно водонепроницаем, т. е. что его водопро­ ницаемость не равна нулю, а лишь меньше водопроницаемости выше лежащего слоя. Если интенсивность просачивания влаги через некоторый данный слой превышает водопроницаемость слоя подстилающего, то в данном слое начинает накапливаться подпертая гравитационная влага. При этом все описанные выше явления, относящиеся к поведению гравитационной подпертой влаги, также будут иметь место, одновременно сопровождаясь более или менее медленным просачиванием воды через относи­ тельно водоупорный слой. Иными словами, в водоупорном слое мы будем наблюдать гравитационную просачивающуюся влагу, а в слое, лежащем над водоупорным, — влагу, которая, обла­ дая всеми свойствами подпертой гравитационной влаги, будет одновременно питать влагу, просачивающуюся через относи­ тельно водоупорный слой, вследствие чего толща подпертой гравитационной влаги будет постепенно сокращаться, хотя все присущие ей свойства будут оставаться прежними. Таким образом, в целом мы можем различать следующие формы свободной, воды: А. Свободная подвешенная: 1. Стыковая (в средне- и крупнозернистых почвах и грун­ тах). 303 J 2. Капиллярно-подвешенная (в слоистых почвах и грунтах). / 3. Сорбционно-замкнутая (в тонкозернистых почвах и грун­ тах). ■ ■ Б. Свободная гравитационная: j 4. ,Гравитационна;я просачивающаяся. '■ 5. Гравитационная подпертая: / а) стекающая, /' б) застойная, ( в) капиллярная восходящая. \ К подробному ознакомлению с формами свободной грави­ тационной влаги мы перейдем несколько ниже, предварительно остановившись на рассмотрении еще одного существенного вод­ яного свойства почвы— ее водопроницаемости. 2. Водопроницаемость почвы Просачивающаяся гравитационная влага появляется в почве после того, как на поверхность последней начнет поступать жидкая влага в форме дождевых, талых, паводковых или полив­ ных вод. л Возможность и интенсивность поступления влаги в почву определяется в о д о п р о н и ц а е м о с т ь ю последней, а самый процесс поступления называется в п и т ы в а н и е м воды в почву, .' или п о г л о щ е н и е м воды почвой. Не трудно понять, что скорость поглощения зависит непо­ средственно от величины пористости и, самое главное, от раз­ мера пор. Чем выше пористость и чем крупнее поры, тем водо­ проницаемость будет больше. Для грунтов и почв крупно- и среднезернистых и притом бесструктурных скорость поглощения зависит почти исключительно от их механического состава и сложения, поскольку размером частиц и плотностью их укладки определяется и размер пор. Для грунтов и почв, обладающих макро- или микроструктурой, последняя будет оказывать ре­ шающее влияние на скорость поглощения, поскольку межагре­ гатные поры всегда крупнее внутриагрегатных, и водопроницае­ мость будет определяться главным образом числом и размером первых. Поэтому естественно, что скорость поглощения в ши­ роких пределах зависит также и от культурного состояния почвы, т. е. в конечном счете от агротехники. Существенное влияние на скорость поглощения оказывает наличие в почве крупных промежутков, трещин, ходов червей, корневых ходов, кротовин, а также характер растительности. Скорость поглощения очень изменчива во времени. Если влага поступает в почву более или менее сухую, то водопроницаемость последней вначале обычно бывает значи-тельно выше, чем по прошествии некоторого времени от начала просачивания воды. Это особенно резко бывает выражено 304 в почвах и грунтах тонкозернистых. Уменьшение водопроницае­ мости в процессе просачивания зависит от того, что почва на­ сыщается влагой, от набухания почвенных коллоидов, которое ведет к сужению почвенных пор, от разрушения в некоторых случаях структурных отдельностей и т. д. Впрочем, некоторые явления, например удаление из почвы или грунта защемленного воздуха, могут вести и к повыщению с течением времени водопроницаемости. Таким образом, в-питывание воды в почву представляет со­ бой сложное явление, на что впервые было обращено внимание А. И. Костяковым (1932), указавшим, что нужно различать две 3 часы Р и с. 81. И зм ен ен и е во в рем ен и в о д о п р о н и ц а ем о с т и т я ж ел о су гл и н и ст о й п о д зо л и ст о й почвы н а м ор ен н ом сугл и н к е при м ак си м ал ьн ом коли■ ч ест в е о са д к о в в сутк и 55 мм (п о С о зы к и н у ). категории явлений: явления поглощения воды и явления филь­ трации, «.. .которые начинаются лишь после достижения почвой полного насыщения». «Коэффициент поглощения» представляет собой «.. .количество воды, поглощаемое данной почвой в еди­ ницу времени при единице уклона на единицу поверхности», Коэффициент поглощения есть величина динамичная, изменяю­ щаяся в процессе поглощения воды почвой. . Большой материал по динамике коэффициента впитывания имеется в исследованиях Н. Ф. Созыкина (1939), пользовав­ шегося методом изолированных колонн, в котором исключается влияние напора поверхностного слоя воды, и фильтрация по­ следней наблюдается в условиях полного отсутствия какого бы то ни было нарушения естественного сложения почвы. 20 Заказ № 405 305 л п-0 € S Н Cl. <D ю >> sс? о § о G н о 2 н о ■ S к ' S и, iS* «| §о ь« щ S 'о "g^ оа^ »оs.S О м CQ со О )( Л Cd |= 1 | trгя Я. W ts S я в < D а CQ • ек О » И S я о о, с ■S о К' Он < D S о к m C Z £* X о S С1. 306 На рис. 81 приведены данные Созыкина для тяже­ лосуглинистой почвы на мо­ рене. В диаграмме даны средние расходы по восьми колоннам. Штриховкой пока­ заны пределы варьирования водопроницаемости около среднего значения. Этот рисунок свидетель­ ствует о том, что величина коэффициента поглощения сильно уменьшается в про­ цессе поглощения воды поч­ вой. На тяжелосуглинистой почве за 3 часа наблюдается примерно двадцатикрат­ ное уменьшение (с 40 до 2 мм/мин.). На рисунке сопоставле­ ны также коэффициенты по­ глощения для почвы в лесу и в поле. В то время как ко­ нечные величины коэффици­ ента (к концу третьего часа) оказываются весьма близ­ кими, их начальные вели­ чины расходятся чрезвы­ чайно сильно; в лесу коэф­ фициент поглощения почти в 5 раз выше, чем в по­ ле, что объясняется нали­ чием в лесу подстилки, за­ щищающей почву от раз­ мывающего действия водя­ ных капель, и лучшей структурностью почвы под лесом, а также влиянием на водопроницаемость древес­ ных корней. Водопроницаемость поч­ вы обладает значительной изменчивостью не только во времени, но и в простран­ стве. Обстоятельным изуче­ нием этого явления мы обя­ заны Качинскому (1931). Он наблюдал проникновение влаги в сильно просушенную тяжелосуглинистую подзолистую почву под залежью после дли­ тельного (в течение суток) дождя. Результаты его наблюдений представлены графически на рис. 82, который мы заимствуем из цитированной работы. На рисунке представлен разрез поч­ венной толщи; заштрихованы те участки почвы, по которым шло проникновение влаги, в то время как сухие оставлены незаштрихованными. Из этого рисунка «.. .достаточно наглядно вырисовывается комплексный характер проницаемости почвы. Этот же материал указывает на возможность быстрого ухода воды в грунт по трещинам, червоточинам и иным пустотам, а поэтому неверно было бы утверждать, что вода, попадающая в просушенную почву в количествах, недостаточных для ее на­ сыщения, обязательно остается целиком в ее поверхностных толщах» (Качинский, 1931, стр. 43^— 44). Интересный цифровой материал, характеризующий изменчи­ вость водопроницаемости почвы в пространстве, имеется в ра­ боте Н. Н. Долгополовой (1948). Изучая водопроницаемость почв по элементам микрорельефа, в целинной степи на мощных черноземах. Долгополова установила, что водопроницаемость на микроповышениях значительно выше, чем на микропонижениях, как это можно видеть из табл. 68. Таблица 68 В о д о п р о н и ц а ем о ст ь (м м /ч а с ) м ощ н о го ч е р н о зе м а н а р а зн ы х эл е м е н т а х м и к р о р ел ь еф а (п о дан н ы м Д о л г о п о л о в о й , 1948) Микроповышения Микропонижения определения Метод определения 1-е 2-е З-е 4-е 1-е 2-е з-е 4-е . 180 163 112 120 27 53 56 40 П р и п о ст о я н н о м д а в л е ­ нии 5-см в о д . ст. . . . 29 2 45 5 248 224 48 30 64 60 М етод дож деван ия . Одним из существенных следствий значительного варьирова­ ния водопроницаемости почв в пространстве является и пест­ рота почвенного покрова. Глубоко идущие языки оподзоливания в почвах подзолистых, затеки гумуса в черноземах и т. д. — все это результат различной водопроницаемости почв под близ расположенными участками поверхности. Коэффициент поглощения влаги, уменьшаясь с течением времени, стремится к некоторой постоянной величине, которая в дальнейшем уже не меняется, испытывая лишь небольшие колебания в ту и другую сторону. Расход воды, т. е. количество ее, просачивающееся через единицу площади, делается при 20* 307 этом постоянным. Начиная с этого момента водопроницаемость почвы может быть охарактеризована, постоянной величиной — коэффициентом фильтрации (КФ )’. Коэффициент фильтрации сильно меняется по профилю почвы в зависимости от различий по механическому составу и сложению между отдельными горизонтами почвы. Иллюстри­ руем это явление примерами. На рис. 83 приводятся величины коэффициента фильтрации лесной дерново-среднеподзолистой почвы, развитой на легком покровном суглинке и под­ стилающих ее тяжелых су­ глинках: валунного и его де­ риватов (Васильев, 1950). Из этого рисунка видно, что величина КФ с глубиной резко понижается. Особенно резкие скачки (в 2 и 3 раза) 2 h h i' наблюдаются при переходе от слоя О— 50 к слою '50— 100 см; от слоя 100— 150 к слою 150— 200 см и от слоя 300— 350 к слою 350— 400 см. В целом на протяжении 4 м величина КФ умень­ шается почти в 90 раз (с 71,0 см/сутки в слое 020 30 4 0 50 СМ ДО 0,8 см/сутки в слое 40 30 20 ю о to 350— 400 см).В одопроницаем ост ь, с м / сут ии На рис. 84 приводится Р и с . 83. И з м е н е н и е в о д о п р о н и ц а е м о с т и другой пример, заимствован­ п о п р о ф и л ю д е р н о в о -с р ед н е п о д зо л и с т о й ный из работы Долгополо­ почвы , р азв и то й н а легком п окровном вой (1948). Он относится с у г л и н к е ,. п о д с т и л а е м о м т я ж е л ы м п е с ­ к мощному чернозему. Что­ ч а н и с т ы м с у г л и н к о м (п о В а с и л ь е в у ) . бы сравнить оба рисунка^ КФ на рис. 84 приводится в сантиметрах в сутки (в подлиннике он измеряется в миллиметрах в час). В ЭТОМ случае изменение водопроницаемости по профилю имеет несколько иной характер. Наибольшая величина КФ на­ блюдается не в поверхностном слое, а на некоторой глубине, в ОДНИХ случаях в нижней части гумусового горизонта, в дру­ ги х— ■ в карбонатно-иллювиальном горизонте. Однако во всех случаях — в породе или в нижней части карбонатно-иллювиаль­ ного горизонта — наблюдается резкое снижение водопроницае­ мости — до десятикратного по сравнению с наиболее водопро­ ницаемым, слоем. П о д р о б н о о ко эф ф и ц и ен те ф и л ьтр ац и и б у д ет с к азан о в гл а в е V H I. 308 Коэффициент фильтрации значительно понижается в слои­ стых почвенно-грунтовых толщах, когда слои почвы или грунта с более высокой водопроницаемостью чередуются со слоями с более низкой водопроницаемостью. Впервые это явление было открыто и исследовано Лебедевым (1933 и 1936). Лебедев изучал водопроницаемость искусственных экранов, составленных из чередующихся слоев торфа и песка. Он уста- С т епь 50 25 О 25 50 Водопроницаем ост ь, с м /с у т н и Р и с. 84. И зм ен ен и е в о д о п р о н и ц а ем о с т и по п р оф и л ю м ощ н ого сугл и н и ст ого ч ер н о ­ зе м а п о д ц ели н ной степ ью и п о д л есом (п о дан н ы м Д о л г о п о л о в о й ). новйл, Ч Т О водопроницаемость, характеризуемая коэффициентом фильтрации (КФ) слоистой толщи, меньше, чем водопроницае­ мость каждого из материалов, взятых для составления слои­ стой толщи, в отдельности. Иллюстрацию этого положения можно найти в табл. 69, которую мы заимствуем из работы Лебедева (1936, стр. 168). Вывод из этой таблицы ясен: слоистый торфяно-песчаный экран обладает водопроницаемостью значительно меньшей, чем водопроницаемость не только песка, но и торфа — компонента с минимальной водопроницаемостью. КФ слоистого экрана в 10— 30 раз меньше, чем КФ торфа. Из объяснения, которое Лебедев дает данному явлению 309 (1936, стр. 167— 168), можно понять, что уменьшение водопро­ ницаемости он ставит в связь с задержкой в торфе над песча­ ными прокладками капиллярно-подвешенной воды. Т а б л и ц а 69 ^ Коэффициенты фильтрации песка, торфа и слоистого экрана, составленного из двух пар чередующихся слоев песка и торфа мощностью по 30 см каждый Фильтрация снизу вверх (по Лебедеву, 1936, стр. 168) Дата М атериал КФ , см/сек П есо к . . . . . . . Т ор ф . . . . . . . С лоисты й эк р ан . . . 32 ООО-105 0 0 -1 0 ' 4 6 -1 0г' 2 5 /V I П есо к . . . . . . . Т ор ф . . . . . . . С лоисты й эк р ан . . . 27 0 0 0 -1 0 ' 6 5 0 • 10' 4 8 -1 0 ' 2 6 /V I П е с о к ...................................... Т о р ф ....................................... С лоисты й эк р ан . . . 7 9 ООО-101 4 0 0 -1 0 ^ 4 8 -1 0 - 2 4 — 2 5 /V I ' И 1 Рассуждение Лебедева касается, собственно говоря, не торфяно-песчаного экрана, а чернозема, в котором на некоторой глубине была заложена прокладка из песка, вызвавшая увели­ чение влажности чернозема над ней вследствие накопления капиллярно-подвешенной влаги. Это увеличение влажности яви­ лось причиной, по мнению Лебедева, уменьшения «...величины активной порозности фильтрации...» Правда, в слоистом экране фильтрация шла не сверху вниз, а снизу вверх. Но это, конечно, не меняет смысла соображений Лебедева, так как в этом случае капиллярно подвешенная влага создавалась, оче­ видно, не над нижней границей слоев торфа, а под их верхней границей. Иными словами, Лебедев причиной уменьшения водопрони­ цаемости считает увеличение влагоемкости торфа, сопряженное с задержкой капиллярно-подвешенной влаги на границе раз­ дела крупнопористый грунт — тонкопористый грунт. Влияние чередования слоев различного механического со­ става на понижение водопроницаемости наблюдал также Ры­ жов независимо от Лебедева, хотя данные Рыжова были опубли­ кованы позднее (1935 и 1940). Он отмечает, что наибольший эффект в отношении понижения водопроницаемости наблюдался при крупнозернистом характере прослоек. Если же эти про310 слойки состояли из мелкозернистого песка, то их влияние на скорость фильтрации было значительно меньшим, вплоть до полного его исчезновения. В природных условиях действие крупнозернистых прослоек на водопроницаемость часто бывает не столь резким, как в условиях эксперимента, вследствие того, что эти прослойки нередко обладают заметной капиллярностью. Дальнейшая экспериментальная разработка вопроса о влия­ нии слоистости на фильтрационные способности экранов изло­ жена в цитированной уже выше работе Качинского (1945). Он подтвердил выводы Лебедева в отношении торфяно-песчаных экранов, показав при этом еще, что при увеличении числа слоев, даже с одновременным уменьшением их мощности, фильтра­ ционная способность экранов резко снижается, в некоторых случаях она доходит до нуля. Далее Качинский показал, что экраны можно готовить и из других материалов, например различных слоев подзолистой почвы. В этом случае успешно применялись экраны из чере­ дующихся слоев, взятых из горизонтов Аг и Вг суглинистой под-, золистой почвы, из песка и горизонта Вг и, наконец, из одного и того же горизонта Вг, но различной влажности. Качинский подчеркивает, что водопроницаемость особенно резко снижалась при чередовании слоев различных материалов, взятых с раз­ личной влажностью. Важным является увеличение числа слоев с одновременным уменьшением их мощности. При одной и той же суммарной мощности слоистого экрана его фильтрационная способность тем меньше, чем из большего числа слоев он со* стоит. В итоге рассмотрения вопроса о причинах малой водопро­ ницаемости слоистых экранов Качинский пишет: «Важно создать в экране, по возможности, резкую смену порозности в отдель­ ных прослойках... Сущность эффективности тонкослойного, многослойного почвенно-грунтового экрана как средства борьбы с фильтрацией воды сводится: а) к созданию гетерогенных четочных капилляров в почве типа Жаменовских цепочек; б) к образованию в толще экрана максимального количе­ ства прослоек защемленного воздуха; в) к увеличению трения: вода — почво-грунт; г) к увеличению вязкости воды за счет наибольшего коли­ чества распыленного в ней воздуха; д) к образованию в толще экрана ряда поверхностей раз­ дела вода ^ воздух на границах отдельных слоев и к увели­ чению за счет этого капиллярного противодавления потоку фильтрующейся воды». Разбирая эти положения Качинского, мы, со своей стороны, укажем, что непосредственно наиболее важными следствиями создания слоистых экранов являются феномены, указанные 311 в положениях «а» и «б». Они, в свою очередь, являются при­ чиной возникновения в толще экрана «.. .ряда поверхностей раздела вода — воздух...», которые, увеличивая капиллярное противодавление, и понижают фильтрацию (положение «д»). Однако защемление воздуха имеет еще одно следствие. Оно заключается в том, что пузырьки защемленного воздуха, зани­ мая просветы пор (и при этом по преимуществу крупных, так как вода имеет тенденцию втягиваться в наиболее тонкие поры), тем самым выключают эти наиболее крупные поры почти цели­ ком из фильтрации, заставляя влагу при прохождений через эти поры двигаться в форме тонких пленок по внутренней по­ верхности пор. Именно в этом случае особенно большое значе­ ние приобретают силы трения. 3. Просачивающаяся гравитационная влага Коэффициент поглощения, с которым мы познакомились в предыдущем разделе настоящей главы, представляет собой количественную характеристику процесса поступления влаги в почву, причем процесс рассматривается чисто статистически, без рассмотрения самого механизма передвижения воды в почве. Между тем этот механизм в почвах и грунтах различного механического состава оказывается также различным, мимо чего пройти нельзя. К большому сожалению, фактического материала, касающе­ гося вопроса об этом механизме, в литературе мы находим очень мало, в связи с чем этот вопрос будет освещен нами ■очень скудно. Впервые соображения о различных видах просачивания влаги через почвенную толщу были высказаны, по-видимому, Г. Н. Высоцким (1933). Он различает два типа поступления влаги в почву; «инфлюкционный» и «инфильтрационный». Пер­ вый из них характеризуется тем, что вода затекает в такие грунты главным образом по трещинам — постоянным или пе­ риодически возникающим вследствие высушивания почвенно­ грунтовой толщи. Такой тип свойствен «горно-каменным» поро­ дам, а также плотным глинистым породам, в которых инфлюкция сочетается с инфильтрацией. ^ Р1ллюстрацию последнему случаю мы находим в работе В. А. Рутковской (1953). Она изучала процесс фильтрации в валунном суглинке с помощью запуска краски и установила, ЧТО фильтрация происходит лишь по отдельным трещинам и ходам, сеть которых книзу делается все более редкой. Филь­ трация наблюдалась и по оглеенным прожилкам. Инфильтрационный тип поступления влаги в почву, по Вы­ соцкому, свойствен «.. .более равномерно проницаемым почво312 грунтам, менее склонным к образованию глубоких раскрываю­ щихся трещин. Сюда относятся почво-грунты более или менее песчанистые, лёссовые и лёссовидные. В них вода проникает путем просачивания между почвенными частицами более или: менее равномерно». Весьма интересный материал по вопросу о просачивании воды в грунтах средне- и крупнозернистых при неполном их. Р и с. 85. К ри вы е р а сп р ед е л ен и я о б ъ ем н о й в л а ж ­ н ости п о в ы соте п есчан ы х к ол он н при р азл ичн ы х у ст а н о в и в ш и х ся с к о р о ст я х и н ф и льтр ац ии Vw (п есо к , ф р ак ц и я 0 ,5 — 0,25 мм , п о П р о ск у р н и к о в у ). 1-®да=0; 2 - 1?да=0,51.10“ 3 см/сек., 3-0^^,= = 3,4-10“ ®CM /ceK .j 4— ®^=4,87-10~^ см/сек., 5— 0^ = = 10,2-10“ ®см/сек., 6— O jy= 10,4-10~3 см/сек. насыщении имеется в работе С. М. Проскурникова (1948а).. Свои опыты Проскурников вел в лабораторных условиях в на­ сыпных колоннах. Меняя интенсивность подачи влаги на верх­ нюю поверхность колонны в пределах от нуля до величины, равной коэффициенту фильтрации, Проскурников создавал; в песчаной колонне различную влажность и определял при уста­ новившемся потоке скорость инфильтрации, соответствующуюэтой влажности. На рис. 85 в качестве примера представлено распределение 313- влажности в песчаной колонне в одном из опытов Проскурникова с песком «К» (фракция 0,5— 0,25 мм) при различных инфильтрационных расходах. Этот рисунок вполне репрезентати­ вен и для всех остальных аналогичных опытов, проведенных с другими фракциями и песками. На рис. 86, заимствуемом из той же работы Проскурникова, изображена зависимость скорости инфильтрации от влажности для четырех песчаных фракций. Скорость инфильтрации выра­ жена в 10“ ® см/сек., а влажность— • в объемных процентах. Г WX а /2 16 20 24 28 32vu, 0 Ю '^ с м /с е н . S' 16 24 32 40 48 56 Vu, 10'^ см /сен. ^ 8 12 16 20 24 28 VU, 1 0 '^ см /с е н . Ю г о 3 0 40 50 60 70 8 0 г/Ьи Ю см / сен Р и с. 86. К ривы е за в и си м о ст и ск ор ости инф и льтрац ии Va о т о б ъ ем н о й в л а ж н о ст и W д л я п еск ов р а зн ы х ф ракц и й (по П р о ск у р н и к о в у ). а —фракция 0,5— 0,25мм, б—1— 0,5мм, в—2— 1мм, г —5— 2мм. Из всех этих данных видно, что скорость инфильтрации (ис­ тинная) варьирует в зависимости от крупности песка и от сте­ пени заполнения пор влагой от тысячных до десятых долей сантиметра в секунду. Проскурников считает, что процесс инфильтрации воды в грунтах может идти по-разному. «Так, при одних условиях обеспечивается практически полное заполнение пор грунта во­ дой, и движение ее может рассматриваться как движение в сплошной среде. Такое движение подчиняется обычным зако­ нам фильтрации. При других же условиях, когда поры грунта далеко не полностью заполнены водой, передвижение последней может быть представлено отдельными, обособленными струями, обтекающими частички грунта тонким слоем (гравитационная пленка). Законы такого передвижения воды нам не известны». «Согласно описываемым условиям, — пишет далее Проскур314 ников, — гравитационную воду, обнаруженную в разрезе, надо разделить на зоны сплошной фильтрации, куда должна быть отнесена капиллярная и свободная вода, и на зоны аэрации (неполного заполнения пор водой), куда должна быть включена гравитационная пленочная вода. Эти зоны чередуются, и при установившемся инфильтрационном процессе их может быть столько, сколько различных слоев грунта, составляющих раз­ рез. Необходимо заметить, что строго провести между этими зонами границу трудно, так как в действительности имеем как вклинивание, так и переход одних зон в другие. Кроме того, , необходимо добавить, что в зонах аэрации находится не только гравитационная пленочная вода в буквальном смысле слова, но и вода скоплений (замкнутая капиллярная вода) в отдель­ ных углах пор, удерживаемая менисковыми силами (т. е. вода манжет.— А. Р.). Несмотря на это, мы сохраняем за всей водой этих зон наименование гравитационной пленочной, изу­ чаем ее движение в совокупности, приписывая при этом главную роль движению пленки». Передвижение «гравитационной пленочной» воды Проскур­ ников представляет себе следующим образом. «Соседние поры грунта по вертикали имеют на границе скопления воды с менисками, обращенными в область обеих пор. Эти скопления при состоянии максимального молекулярного на­ сыщения будут либо в покое, либо совсем отсутствовать. При подаче некоторого расхода воды поры грунта будут сверху за­ полняться водой, равновесие в указанных скоплениях будет на­ рушаться, и они лишнюю часть воды будут отдавать в ниже лежащую пору, которая претерпит то же изменение и со своей стороны передаст воду в следующую, и т. д. Продвижение воды из одной поры в другую нам представляется в виде движения гравитационной пленки, обтекающей поверхность частиц грунта. Модель этого явления можно представить на четочном ка­ пилляре. Если в такой капилляр подавать воду сверху, то можно наблюдать неполное заполнение его широкой части и просле­ дить, как вода узких скоплений реагирует на вновь прибываю­ щую к нам воду и как из них она стекает по стенкам в ниж­ нюю, расширенную часть капилляра». По поводу этих представлений Проскурникова можно сде­ лать следующие замечания. Само представление Проскурникова о том, что в известных условиях передвижение гравитационной воды в грунте имеет форму стекания относительно толстых водных пленок по поверх­ ности части грунта, нам представляется вполне отвечающим действительности. Однако едва ли можно считать обязатель­ ным, чтобы стекание воды при этом происходило бы через «ско­ пления воды на границе соседних пор». В зависимости от раз­ мера частиц грунта таких скоплений может и не возникать, что, 315 как нам кажется, имеет место в грунтах крупнозернистых — типа галечников и гравиев. Возможно, что нижней границей размера частиц таких грунтов является 1 мм, установленный Васильевым, но возможно, что этот предел лежит и несколько выше. В таких грунтах вода не образует капиллярных перемы­ чек в суженных участках-почвенных пор и может только обра­ зовать капиллярные манжеты в точках контакта частиц между собой. Вода через такие грунты стекает, действительно, в форме пленок по поверхности частиц, а при интенсивном поступлении воды — в форме струй, которые могут даже заполнять целиком почвенные поры. В грунтах среднезернистых — песках — просачивание воды может идти так, как это рисует Проскурников, т.е. в форме пленок по поверхности частиц, проходя при этом через капилляр)ные перемычки, создающиеся в сужениях почвенных пор. При интенсивном поступлении воды и в этом случае она будет заполнять поры целиком, что и наблюдалось в опытах Проскур­ никова при высоких степенях влажности песчаных колонн. Нам представляется не вполне удачным термин «гравита­ ционная пленочная вода». Под пленочной водой, в соответствии с предложениями Лебедева (которые, судя по контексту работы Проскурникова, последним разделяются), принято понимать воду связанную. Под гравитационной же водой принято понимать воду вполне свободную, передвигающуюся вниз под преобла­ дающим влиянием силы тяжести, хотя на скорость передвиже­ ния этой воды могут одновременно влиять и другие силы (на­ пример, капиллярные). Поэтому в выражении «гравитационная пленочная вода» с точки зрения существующей терминологии имеется известное внутреннее противоречие. Термин, введенный Лебедевым, настолько широко и прочно вошел в научный оби­ ход, что называть этим же термином влагу совершенно иной категории не следует во избежание путаницы. Мы, со своей стороны, предложили бы влагу, стекающую в виде пленок по поверхности частиц, называть «гравитацион­ ной обтекающей водой», в противоположность воде «гравита­ ционной фильтрующейся», которая заполняет почвенные поры и системы пор целиком. Выделяя указанные виды просачивающейся гравитационной влаги, ни на минуту нельзя забывать, что это выделение яв­ ляется до известной степени абстракцией и что в природе чаще всего наблюдается одновременное существование разных видов просачивающейся гравитационной влаги. 4. Подпертая гравитационная влага Мы уже указывали в первом разделе настоящей главы, что условием, необходимым для возникновения в данном слое поч­ венно-грунтовой толщи подпертой гравитационной влаги, яв­ 316 ляется подстилание этого слоя другим слоем с меньшей водо­ проницаемостью. Одновременно нами был разобран механизм образования подпертой гравитационной влаги и указаны ее важнейшие свойства — гидравлическая сплошность и способ­ ность при некоторой минимальной мощности ее тела изливаться из стенок искусственных или естественных разрезов. Мы указывали также, что тот уровень, на котором появ­ ляется зеркало свободной воды в разрезе, т. е. «зеркало грун­ товых вод» в почвенно-грунтовой толще, делит тело подпертой гравитационной влаги на две части: находящуюся под этим уровнем и находящуюся над этим уровнем. Первую мы усло­ вимся называть в о д о н о с н ы м слоем, а вторую — к а п и л л яр ной к а й м о й . Влага, которая может изливаться из во­ доносного слоя, образует горизонт грунтовых (в широком смы­ сле этого слова) вод . Содержание и распределение влаги в указанных двух зонах, как мы это сейчас увидим, различно. А. В о д о н о с н ы й слой Мощность водоносного слоя, во-первых, как правило, бы­ вает переменной, а во-вторых, может быть весьма различной по своей величине — начиная от нескольких дециметров и кон­ чая многими метрами и десятками метров. Его нижней границей является верхняя граница водоупорного слоя, а верхней грани­ цей— зеркало воды, в том смысле, в каком мы условились применять это выражение. Глубина этого зеркала может сильно колебаться во времени. В тех случаях, когда мощность водо­ носного слоя невелика, он при большом расходе воды на сте­ кание, просачивание или на десукцию может периодически ис­ чезать. В таких случаях можно говорить о в р е м е н н о м г о ­ ри з о н т е грунтовых вод. При наличии значительных колебаний верхней границы во­ доносного слоя можно различать в нем подзону постоянного насыщения и подзону периодического насыщения. Граница ме­ жду ними будет проходить на уровне наибольшей глубины опускания зеркала грунтовых вод. В водоносном слое мы вправе, казалось бы, ожидать пол­ ного насыщения почвы или грунта водой, т. е. влажность под зеркалод! грунтовых вод должна была бы равняться всегда величине ПВ. Однако на самом деле это не так. Многочисленные наблюдения показывают, что насыщенность почвы или грунта влагой до величины полной влагоемкости отнюдь не является ни необходимым, ни достаточным условием ’ В о п р о с о в о зм о ж н о м п о д р а з д е л е н и и грун т ов ы х точки зр ен и я мы р а ссм о тр и м н и ж е. вод с п оч вов едч еск ой 317 для возникновения грунтовых вод. В очень многих случаях грун­ товые воды в природе возникают при влажности почвы или грунта, заметно не достигающей величины ПВ. С другой сто­ роны, в некоторых случаях полная насыщенность почвы не обе­ спечивает появления грунтовых вод. •Разберем оба эти случая. Тот факт, что влажность почвы не достигает величины ПВ даже под зеркалом грунтовых вод, т. е. в водоносном слое, объясняется тем, что в почвенной толще могут сохраняться от­ дельные, замкнутые со всех сторон скопления воздуха. Такой воздух назь1вается_,_з^адц е_м^л е н н ы м в о з д у х о м . Его появле­ ние объясняется весьма простоГ'Если -вл'ага поступает в почву сверху (что чаще всего и имеет место в природе), то она начи­ нает заполнять собой поры почвы. Содержащийся в этих порах воздух сжимается и стремится выйти из почвы. Если влага поступает медленно, постепенно, значительная часть воздуха успевает выйти по тем «капиллярам», которые остаются неза­ нятыми влагой, обычно по более крупным. Однако и в этом случае возможно, что отдельные почвенные поры замкнутся во­ дой со всех сторон прежде, чем из них успеет выйти воздух. Особенно же много должно остаться воздуха в тех случаях, когда влага поступает в почву с большой интенсивностью, на­ пример во время ливней или при дружном снеготаянии. В этих случаях влага поступает прежде всего в крупные поры, которые заполняются настолько быстро, что из мелких пор воздух вы­ ходить не успевает и значительная его часть оказывается зам­ кнутой, т. е, защемленной. Очень способствует защемлению воз­ духа наличие структуры при относительно малом поперечнике межструктурных трещин, что нередко наблюдается в глинистых и суглинистых грунтах. В этих случаях просачивающаяся вода быстро заполняет межструктурные трещины, в то время как внутри структурных отдельностей сохраняется защемленный воздух. Очевидно, что защемленный воздух находится обычно под давлением более высоким, нежели атмосферное. Однако защемленный<^-вегз'д-ух может появляться в почве не только при поступлении воды сверху, но и при капиллярном ее поднятии снизу. Материал, иллюстрирующ'ий это явление, мы находим;" например, в работе Васильева (1950). Он определял в цилиндрических монолитных образца[х высотой 5 см величины капиллярной и полной влагоемкости среднеподзолистой почвы, развитой на легком покровном суглинке. Определение велось путем капиллярного насыщения образцов снизу при определе­ нии КВ и путем полного погружения образцов в воду при по­ следующем определении ПВ. Одновременно величина ПВ опре­ делялась расчетным путем по формуле, приведенной выше. Результаты определений представлены в табл. 70. 318 Таблица 70 Величины капиллярной (КВ) и полной (ПВ) влагоемкостей среднеподзолистой лесной легкосуглинистой почвы (по данным Васильева, 1950) Горизонт А° в^ В ВС] с' § С редн ее Глубина взятия образца, см КВ, % . от веса сухой почвы ПВ, от веса сухой почвы определен­ вычислен­ ная ная 727,0 86.7 46.4 32.8 26.7 23.9 755,0 90.9 47.4 32.5 26.5 24.2 21.9 120—130 140—150 19,6 17.5 17.5 18,3 21.9 21.3 19.4 17.9 17.8 17.8 1 6 -1 5 0 22,2 ,22,2 0 -4 4—9 9—16 16—25 2 5 -3 5 35—45 4 5 -5 5 5 5 -6 5 65—75 85—95 100— 110 21,0 % от веса % от % от величины суЧ О Й объема почвы 29,8 21,1 21,0 329,0 21,3 9,9 4.7 4.8 4.0 4.4 3.6 3.8 3.9 3.8 3.6 2.7 4,3 12.0 26,1 3.9 6.2 15,1 1056,0 108,0 66,3 37.2 31.5 27,9 27.2 25.6 24,8 23,5 21.3 22,8 22.8 Разность меледу ПВ (вычислен­ ной) и КВ почвы 14.1 10.2 5 .9 6.9 6,2 6 .9 6,0 6.2 6.5 6.5 6,2 ПВ 31.3 19.3 17.1 12,0 15.2 14.4 16.2 14.5 15.3 16.5 17.6 17.4 И з эт и х д а н н ы х в и дн о, что д а ж е при д л и т ел ь н о м , п р о д о л ­ ж а в ш е м с я м н ого су т о к н асы щ ен и и м а л ен ь к и х (в ы со та 5 с м ) о б р а з ц о в п о сл е п р е д в а р и т ел ь н о г о к а п и л л я р н о го н асы щ ен и я с н и з у п о л н о е за п о л н е н и е пор в о д о й в се ж е не д о с т и г а е т с я и в с р е д н е м о к о л о о д н о й ш ест ой ч асти о б щ е г о о б ъ е м а пор о с т а ет ся за п о л н ен н о й в о з д у х о м , к оторы й мы и д о л ж н ы р а ссм а т р и в а т ь к ак за щ ем л ен н ы й . П р и эт о м величины К В и П В (п ри э к с п е р и ­ м ен т а л ь н о м о п р е д ел ен и и ) о к а за л и с ь р авны м и , т. е. п о г р у ж е н и е о б р а з ц о в в в о д у н е в ы зв а л о в ы тесн ен и я и з н и х в о з д у х а , з а ­ щ ем л е н н о г о п ри к а п и л л я р н о м н асы щ ен и и . Аналогичная картина была получена и Громовой (Васильев, 1950) при насыщении метровых монолитов той же почвы с целью определения их водоотдачи. Насыщение монолитов в ее опытах велось снизу, медленно, путем постепенного подъема пьезометрического уровня в сообщающейся с монолитом внизу воронке. Результаты получилась следующие (средние величины из параллельных определений на двух монолитах): мм в о д . сл. р а ссч и т а н н а я П В слоя 3— 88 см эк сп ер и м ен та л ьн о н а й д ен н а я . . р а зн о ст ь . . . . . . . . . 440,9 357,6 93.3 319 Это составляет свыше 21% величины ПВ, или, что то же, вели­ чины общей порозности. , По данным Смиса и Броунинга (Smith and Browning, 1943), при обычном лабораторном насыщении почвенных образцов в последних остается защемленный воздух, среднее содержание которого, по опытам этих исследователей, достигло 9% общей порозности, а максимальное — 22%. Кристиансен (Christiansen, 1944) смог добиться полного уда­ ления защемленного воздуха, лишь применяя вакуум, достигав­ ший в его опытах 29 дюймов ртутного столба, т. е. почти 1 атм. Таким образом, как при поступлении воды сверху, так и при самом медленном и постепенном поступлении ее снизу в зоне насыщения остается значительное количество защемленного возI духа, содержание которого может достигать Д,5— 20 %, общей поI розности. Действительного полного насыщения почвы влагой j можно достичь лишь в вакуумз, когда весь содержащийся ! в почве воздух может быть удален целиком. Присутствие защемленного воздуха в водоносном слое под зеркалом грунтовых вод в природных условиях доказывается . многочисленными данными. Приведем для иллюстрации наблю­ дения Васильева (1950), относящиеся к среднеподзолистой лес­ ной почве на легком покровном суглинке. Грунтовые воды в этой почве появляются всегда весной, во время снеготаяния, а нередко и летом или осенью при выпадении обильных дож­ девых осадков (Роде, 1950а). На рис. 87 изображено изменение глубины уровня грунтовых вод, т. е. верхней границы водоносного слоя, по наблюдениям Васильева в лесной среднеподзолистой почве на легком покров­ ном суглинке, подстилаемом мореной, за май— июнь 1940 г. Колебания уровня изображены на фоне изменений влажности почвы. Из этого рисунка видно, что влажность почвы под уров­ нем грунтовых вод, т. е. в водоносном слое, нигде не достигает полного насыщения, варьируя чаще всего в пределах 70— 90% величины ПВ. Это указывает на то, что защемленный воздух всегда присутствует в почве под зеркалом грунтовых вод, т. е. в водоносном слое, и что полная насыщенность не является не­ обходимым условием, а наличие защемленного воздуха отнюдь не служит препятствием для появления грунтовых вод. При длительном затоплении почвы водой, т.е. при длитель­ ном существовании грунтовых вод в подзоне постоянного насы­ щения, защемленный воздух может постепенно выделяться из почвенной толщи путем растворения в почвенной влаге, и мед­ ленной диффузии в атмосферу. Этому будет способствовать то обстоятельство, что защемленный воздух находится под повы­ шенным давлением, которое создается как гидростатическим Давлением грунтовых вод, так и капиллярными силами, втяги­ вающими почвенную влагу в наиболее узкие поры. Повышенное 320 давление увеличивает растворимость воздуха в почвенной влаге, а следовательно, и концентрацию растворенного воздуха в поч­ венной влаге по сравнению с почвенной влагой, находящейся в тех слоях почвенной толщи, которая обладает свободным газообменом с внешней атмосферой. Благодаря этому воздух должен постепенно диффундировать от мест с более высокой концентрацией к местам с меньшей концентрацией и выделяться в конце концов в атмосферу. Май Ю 1в 21 26 I Июнк 6 11 W 21 26 Вламиость в Х о т ПВ 1 <50 ]] 5 0 - 7 0 W SO 8 0 -9 0 !9 0 - Ю О Уровень воды Р и с. 87. К о л еб а н и я у р о в н я п оч в ен н о-гр ун т ов ы х в о д н а ф о н е и зм ен я ю щ ей ся в л а ж н о ст и почвы (п о В а с и л ь е в у ). Процесс этот идет весьма медленно. По мнению Г. И. По­ кровского (1933), защемленный воздух может существовать в течение многих месяцев. ' С другой стороны, те слои почвенной толщи, которые нахо­ дятся постоянно под уровнем грунтовых вод (например, глеевые горизонты болотных почв), по-видимому, вообще лише­ ны или почти лишены защемленного воздуха (Роде, 1950а, стр. 41). Защемление воздуха может происходить не только в отдель­ ных порах или системах пор почвы или грунта. В тех случаях, когда мы имеем дело с толщей, неоднородной по гранулометри­ ческому составу; т.е. с толщей слоистой, защемленный воздух может оказаться приуроченным к целым слоям почвы или грунта. Такое явление было описано нами (Роде, 1950а, стр. 37) в случае, когда легкий покровный суглинок подстилался более тяжелой породой. При быстром насыщении влагой покровного 21 Заказ № 405 .321 суглинка, например во время выпадения ливневых осадков, в его толще создается слой подпертой гравитационной влаги, в то время как в тяжелом подстилающем суглинке сохраняется много воздуха. Вследствие этого в верхней части подстилающего суглинка, под поверхностью его контакта с легким суглинком, создается воздушная «подушка», представляющая собой слой подстилающего суглинка, содержащий большое количество воз­ духа. Васильев (1950, стр. 131) показал, что содержание в почве защемленного воздуха изменяется во времени, причем в общем защемленного воздуха содержится в почве — в подзоне перио­ дического насыщения — тем больше, чем сильнее и глубже про­ сыхала почва в предшествующий период. Если полная насыщенность почвенной толщи влагой не яв­ ляется условием* необходимым для появления грунтовых вод, то она не всегда является и условием, достаточным для этого. К а к мы у ж е зн а е м , при д о ст а т о ч н о т я ж е л о м г р а н у л о м е т р и ­ ч еск ом с о с т а в е и отсутств и и стр ук тур ы в л а га д а ж е при п олн ом н асы щ ен и и ею почвы ц ел и к ом б у д е т н а х о д и т ь с я в св я за н н о м с о с т о я н и и .'б и л ы ~ у д е р ж и в а ю щ и е в л а г у в эт о м сл у ч а е , н а ст о л ь к о велик и, что ги д р о ст а т и ч ес к о е д а в л е н и е , р а зв и в а е м о е в одн ы м т ел о м , н е м о ж е т и х п р е о д о л е т ь и в ы звать в ы тек а н и е в л а ги из и ск у сст в ен н о го р а з р е з а , в сл ед с т в и е ч его гр у н то в ы е в оды п о я ­ виться не м огут. О г и д р о ст а т и ч еск о м д а в л е н и и в эт о м сл у ч а е, в су щ н о ст и , гов ор и ть в о о б щ е н ел ь зя , т а к к ак св я за н н а я в л а га , б у д у ч и ск р еп л ен а , есл и м о ж н о т а к выразит1}СЯ, в б есч и сл ен н о м к ол и ч еств е т оч ек с почвен ны м и ч а ст и ц а м и , г и д р о ст а т и ч ес к о е д а в л е н и е п ер ед а в а т ь не сп о с о б н а . Сушественным является -вопрос о том, при какой степени насыщения почвы влагой исчезает гидравлическая сплошность подпертой гравитационной влаги. Мы не нашли в литературе данных, которые позволили бы ответить на этот вопрос, за исключением данных Проскурникова, относящихся к тонкозер­ нистому песку, в котором гидравлическая сплошность, судя по скачку в пьезометре, исчезла при влажности, близкой к 80— 85% полной влагоемкости (Проскурников, 19486, стр. 154, рис. 1а). Б. К а п и л л я р н а я кайма Переходим теперь к вопросу о распределении и поведении воды в капиллярной кайме. В первом разделе настоящей главы мы уже указывали на то, что распределение влаги в капиллярной кайме аналогично тому распределению влаги в колонне из почвы или грунта, опущенной нижним концом в воду, которое устанавливается по прошествии более или менее длительного времени, т. е. после 322 ' того, как распределение влаги сделается более или менее близ­ ким к «равновесному». Хорошо известно, что вода из внешнего сосуда капиллярно поднимается по колонне почвы или грунта. Возможность такого поднятия определяется тем фактом, что поры почвы и грунта, как правило, обладают столь малыми размерами, что при по­ ступлении влаги в эти поры на поверхности, ограничивающей скопления последней, возникают вогнутые мениски различной кривизны, благодаря чему создается возможность для возникно­ вения и проявления капиллярных, или менисковых сил. Эта возможность может быть доказана путем весьма про­ стого опыта. Если взять стеклянную трубку, наполнить ее ка­ кой-либо почвой или грунтом и опустить конец этой трубки в воду, можно заметить, как в почвенной колонне, заключенной в трубку, начнет подниматься влага; передвижение ее легко заметить по изменению (потемнению) цвета почвенной колонны. Такое восходящее передвижение влаги в почвенной колонне и обусловливается капиллярными силами. Аналогичный резуль­ тат можно получить и в том случае, если вместо трубки с на­ сыпной почвенной колонной взять монолит почвы в ее есте­ ственном сложении. Поднятие воды в почвенной колонне с течением времени будет замедляться, как это не трудно установить, отмечая пе­ риодически на стенке стеклянной трубки положение границы смачивания. По прошествии некоторого времени, измеряемого часами или немногими днями для песчаных грунтов и многими неделями и даже месяцами для грунтов тяжелого механического состава, капиллярный подъем воды в колонне почти прекра­ щается, достигнув своей наибольшей величины. Полного пре­ кращения подъема, особенно для грунтов тяжелого механиче­ ского состава, добиться не удается, так как капиллярное пере­ движение в дальнейшем переходит в пленочное. Если определить распределение влаги в почвенной колонне после того, как влага достигнет такого условно равновесного состояния, то окажется, что влажность в колонне снизу вверх уменьщается, как это видно на рис. 84. Влагу, которая капиллярно всасывается в почву при таком опыте и которая находится в гидростатическом равновесии со свободной водой во внешнем сосуде, куда погружен нижний конец почвенной колонны, принято называть, по предложе­ нию Качинского (1934), влагой к а п и л л я р н о п о д п е р т о й , т а к к а к о н а к а к бы п о д п и р а е т с я свободной водой, находящейся во внешнем сосуде. Ее подпор вызывается раз­ ностью поверхностных давлений: нормального— во внешнем сосуде с водой и пониженного — под теми менисками, которые слагают собой верхнюю поверхность водного тела, всосанного в почвенную колонну. 21* 323 Сопоставляя результаты описанного только что опыта с при­ родными условиями, мы должны прежде всего констатировать, что в природе никакого внешнего сосуда со свободной водой, которая может оказывать «подпирающее» действие на капил­ лярную воду в колонне почвы, нет. Тем не менее капиллярно- Р и с. 88, С тр оен и е к апи л ля р ны х кривы х ным О реш к ин ой ).- (по д а н ­ Насыпные колонны из фракций: 1 —0,20— 0,25 мм, 2 — 0,10— 0,08 мм, 3—0,05— 0,03 мм, 4—0,02— 0,01 мм, 5—тя­ желый суглинок в естественном залегании. подпертая вода в природе существует и возникает в слое грунта, непосредственно налегающем на поверхность или зер­ кало грунтовой воды. В этом случае подпор влаги, находящейся в капиллярной кайме, осуществляется той влагой, которая на­ полняет водоносный слой и сама в свою очередь подпирается водоупорным слоем. Содержание влаги в капиллярной кайме обычно уменьщается снизу вверх. Это можно проследить на рис. 88, на котором изо­ бражено распределение влаги в четырех насыпных колоннах из 324 различных фракций песка и пыли (Орешкина, 1963) и в почвенно-грунтовой толще под темно-цветной почвой большой па­ дины с чистым паром на тяжелом суглинке в естественном за­ легании. Все кривые внизу начинаются от уровня свободной воды. Во всех случаях общий характер строения кривой рас­ пределения влаги один и тот же. Каждую кривую можно раз­ делить на три зоны; а) нижнюю — с наибольшей и более или менее одинаковой влажностью, близкой к ПВ, б) среднюю — переходную, в пределах которой влажность уменьшается снизу вверх, в) верхнюю — с наименьшей и примерно постоянной влаж­ ностью. К капиллярной кайме относятся первая и вторая зоны. Третья зона имеет постоянную по высоте влажность только в насыпных колоннах из песчаных и пылевых фракций. В поч­ венно-грунтовой толще темно-цветной почвы в пределах верх­ ней зоны (от глубины 180 см до поверхности) влажность изме­ няется довольно сильно, оставаясь, однако, равной НВ. Это зависит от того, что слой 80— 180 см является иллювиально-кар­ бонатным горизонтом с особой структурой, где НВ ниже, чем в, ниже лежащем суглинке, а слой 40— 80 см является уплот­ ненным оглиненным горизонтом, в котором НВ выше. Из рис. 88 мы видим, что, чем мельче частицы, тем мощнее КК — как зона полного насыщения, так и переходная. Ореш­ кина (1963) на основании своих исследований приводит такие величины; Зона полного насыщения Размер частиц, мм 0 ,2 5 —0 ,2 0 0 ,1 0 -0 ,0 8 0 ,0 5 — 0 ,0 4 0 ,0 2 — 0 ,01 мощность, мм влажность, % 25 50 120 150 20 28 32 34 Переходная зона мощность, им влажность, % от веса о в . г/смз 40 90 160 350 2 ,5 — 2 0 ,0 3 ,5 — 2 8 ,0 4 , 5 — 3 0 ,0 5 ,5 — 3 4 ,0 1 ,6 0 — 1 ,7 0 1 ,5 0 -1 ,5 5 1 ,3 5 — 1 ,4 5 1 ,3 0 — 1 ,3 5 Высота колонны, по данным Проскурникова (1948а), не ока­ зывает существенного влияния на влажность, в частности на влажность нижней зоны, вопреки указаниям Лебедева (1936, стр. 134). Для того чтобы показать, что аналогичное распреде­ ление влаги наблюдается и при естественном залегании почв и грунтов, мы приводим еще табл. 71 и соответствующий ей рис. 89. Эти данные заимствованы из работы Васильева (1937) и характеризуют равновесное распределение влаги в тонких гли­ нистых песках, полученное в результате наблюдений над моно­ литом, нижний конец которого был опущен в воду. ??5 Таблица 71 Р авн о весн о е р асп р ед ел ен и е влаги н а д уровн ем грун товой воды в м он оли те то н к и х гли н и сты х песков ( п о д а н н ы м В а с и л ь е в а , 1 937) Высота над уровнем грун­ товой воды, см 123— 118 114— 109 107— 102 100— 95 9 3 — 88 8 6 — 81 79— 74 72— 67 Содержание влаги % от веса сухой почвы % от полной влагоемкости 2 3 .6 7 .4 7 .9 10,0 1 2 ,4 1 3 .1 1 6 .2 18,8 22.6 2 5 .2 3 3 .3 4 4 ,0 4 7 .8 5 8 .9 68,2 Высота над уровнем грун­ товой воды, см 6 5 — 60 5 8 — 53 51— 46. 4 5 — 40 3 7 — 32 3 0 — 25 2 3 — 18 1 6 -1 1 Содержание влаги % от веса сухой почвы 1 9 ,8 21.7 21.8 2 3 ,4 2 4 ,9 2 6 ,2 2 7 ,3 2 6 ,7 % от полной влагоемкости 7 0 .0 7 6 .8 7 7 ,3 .8 2 ,4 8 7 .2 9 1 .0 9 3 .8 9 2 .3 Такое постепенное уменьшение содержания влаги по направ­ лению вверх объясняется следуюш,им образом. Во всяком грунте или почве имеются поры различного размера. Благодаря этому столбики капиллярной влаги в грун­ те создаются различной высоты, зави­ сящей от поперечника той поры, в ко­ торой находится верхний мениск. В слое грунта, непосредственно прилегающем к уровню свободной воды, заполнены все поры (кроме занятых защемлен­ ным воздухом), так как даже в самых крупных из них высота капиллярного подъема достаточно для этого велика. Степень заполнения порового простран­ ства поэтому близка к 100% (рис. 88 и 89). По мере удаления от зеркала грунто­ вой воды вверх начинают встречаться поры и пустоты, в которых образовались мениски, ограничивающие поверхность капиллярной каймы сверху. Поверхност­ ное давление таких менисков уже на­ 50 влажность. % от столько велико, что оно не позволяет полной влагоемности воде подняться выше. Вначале такие ме­ Р и с. 89. Р а сп р ед ел ен и е ниски мы будем находить лишь в наи­ к ап и л л я р н о-п одп ер той более крупных порах. Но чем дальше влаги в л егк осугл и н и стой вверх, тем больше величина гидравличес­ п о д зо л и ст о й п оч ве (по кого давления, создаваемого капиллярной В а с и л ь е в у ). 326 водой, и тем меньше должно быть слагающееся с ним поверхностное давление менисков. Поэтому такие венчаю­ щие поверхность капиллярной каймы мениски будут встре­ чаться во все более и более мелких порах, в то время как более крупные поры и подавно уже будут оставаться пустыми. Вследствие этого содержание влаги по направ­ лению вверх будет все более и более уменьшаться, вплоть до той наибольшей высоты, до которой влага может подняться в данном грунте. Влага, находящаяся в еще выше лежащих слоях, удерживается уже иными силами и иным образом. О ней мы говорили в предшествующей главе. В. В. Романов (1949)- указывает, что кривая распределения влаги в капиллярной кайме имеет, форму равнобочной гипер­ болы и может быть выражена уравнением где IJJ'k— капиллярная влагоемкость на высоте Лк, сг — поверх­ ностное натяжение воды в г/см, v •— пЛотность воды, С — коэф­ фициент размерности, равный 1 см^, а — коэффициент, который при условии равномерного распределения пор по размерам равен пах где So — общая площадь пор, Гтах — максимальный радиус пор. Какова же может быть предельная мощность капиллярной каймы или предельная мощность капиллярного подъема влаги в различных почвах и грунтах? Выше мы указывали, что в цилиндрических капиллярах пре­ дельная высота подъема может быть вычислена по формуле Жюрена: гг 0 ,1 5 где Н — высота капиллярного подъема в сантиметрах, г — ра­ диус капилляра в сантиметрах. Были сделаны попытки применить эту формулу к грунтам. Здесь сейчас же столкнулись с той трудностью, что совокуп­ ности пор, имеющихся в грунте, никак не могут быть уподоб­ лены-цилиндрическим капиллярам, ибо, как мы знаем, попереч­ ник пор не представляет собой определенной величины, а ме­ няется в известных пределах. Однако для некоторых простей­ ших случаев можно все же произвести соответствующий расчет, исходя из некоторых закономерностей, установленных для «идеальной почвы». Представим себе колонну, состоящую из шарообразных частиц одинакового размера. Из сказанного в главе П мы знаем, 327 что капиллярное равновесие в такой колонне может устанавли­ ваться двояким образом. Если опустить нижний конец такой колонны с сухой «идеальной почвой» в воду, то по окончании капиллярного подъема воды в колонне верхние граничные ме­ ниски остановятся в наиболее расширенных участках почвен­ ных пор (см. рис. 15 а). Если же колонна будет смочена путем первоначального повышения в ней уровня воды до поверхности, то в этом случае мениски должны остановиться в наиболее уз­ ких проходах между порами. ' Высота капиллярного подъема в колонне из «идеальной почвы» в обоих случаях будет различна. Ее можно подсчитать, пользуясь данными, приведенными в главе I. Для случая кубической упаковки частиц радиусы наиболее широкого и наиболее узкого участков пор соответственно равны 0,73/? и 0,41/?, где /? — радиус частиц. Следовательно, при ка­ пиллярном подъеме снизу в сухой колонне предельная высота поднятия будет равна 0 ,1 5 0 ,3 0 0,41 0 ,7 3 /? 0J3D D где D — диаметр частиц. Высота капиллярного поднятия в первоначально смоченной колонне при кубической упаковке будет я = 0 ,1 5 0 ,3 0 0,73 В случае гексагональной упаковки радиусы наиболее рас­ ширенного и наиболее суженного участков пор соответственно равны 0,288/? и 0,155/?. Предельная высота капиллярного подъема в сухой колонне будет равна 0 ,1 5 0 ,3 0 1,04 0 ,2 8 8 /? 0 ,2 8 8 D D а в колонне, первоначально смоченной, и - 0-15 0 ,1 5 5 /? __ ~ 0.30' 0 ,1 5 5 1,93 D ' ” Таким образом, высота капиллярного подъема в «идеальной почве» может варьировать между следующими предельными величинами; 0.41 Z) 1.^3 ’ откуда 0 ,4 1 < D Я < 328 1 ,9 3 . проверка этих формул на экспериментальном материале по­ казала, что в большинстве случаев высота капиллярного подъ­ ема в пористых средах действительно укладывается в установ­ ленные только что пределы. Так, в работе Долгова (1948а, етр. 178) мы находим опыт с капиллярным поднятием воды в сухих, по-видимому, колоннах из зерен кирпича различного размера. Результаты опыта пред­ ставлены в табл. 72: Т й б л и ц а 72 В ы сота к ап и л л я р н о го п о д ъ е м а в к о л о н н ах и з зерен кирпича разн о го д и ам етр а (п о д а н н ы м Д о л г о в а , 1 9 4 8 а ) Диаметр зерен, см . 0 ,2 - 0 ,1 0 , 1 — 0 ,0 5 0 , 0 5 — 0 ,0 2 5 0 .0 2 5 - 0 ,0 1 0 Высота капил­ Средний диаметр лярного подъема зерен D см Я см 0 ,1 5 0 ,0 7 5 0 ,0 3 7 5 0 ,0 1 7 5 5 .0 1 0 ,8 1 6 ,3 4 1 ,0 DH 0 ,7 5 0 ,8 1 0 ,6 1 0 ,7 2 Отсутствие данных о величине порозности не позволяет уста­ новить характер упаковки зерен кирпича. Поскольку они были сухими, величина D H должна лежать между 0,41 и 1,04, что наблюдается на самом деле. Более того, она очень близка к ве­ личине 0,73, отвечающей высоте капиллярного подъема в смо­ ченной колонне при кубической упаковке. Однако это совпаде­ ние следует считать лишь случайным, поскольку на самом деле колонна была сухой. Т а б л и ц а 73 В ы сота кап и л л яр н о го п о д ъ ем а в ко л о н н ах и з части ц разли чн ы х м еханических ф ракций ( п о д а н н ы м Т к а ч у к а , 1939) Размер фракции, мм Средний диаметр зерен D см Высота капил­ лярного подъема Я см 1 ,5 — 1 .0 1 ,0 — 0 ,5 0 ,5 — 0 ,2 5 0 ,2 5 - 0 ,1 0 0 ,1 0 — 0 ,0 5 0 , 0 5 — 0 ,0 1 0 ,1 2 5 0 ,0 7 5 0 ,0 3 7 5 0 ,0 1 7 5 0 ,0 0 7 5 0 ,0 0 3 0 4 .5 8 ,0 1 7 ,5 3 0 ,0 8 7 ,0 1 5 0 ,0 DH 0 ,5 6 0 ,6 0 0 ,6 6 0 ,5 3 0 ,6 5 0 ,4 5 В табл. 73 приведены данные В. Г. Ткачука (1939). Величины D H вычислены нами. ■ 329 Таблица 74 С о п ост ав л ен и е вы сот к ап и л л я р н ого п о д ъ ем а , н а б л ю д а в ш и х с я А т т ер б ер го м (1 9 0 8 ) в к ол он н ах, со ст о я в ш и х и з частиц различной величины, и вычисленных по формуле 0,75 Н = —^ Высота капиллярного подъема Я см Размер частиц, мм Средний диаметр частиц D см 5 .0 — 2 ,0 0 .3 5 0,15 0 .0 7 5 0 ,0 3 5 0 ,0 1 5 0 ,0 0 7 5 0 ,0 0 3 5 2.0— 1,0 1,0-0,5 0 ,5 - 0 ,2 0,2-0,1 0 , 1 — 0 ,0 5 0 ,0 5 — 0 ,0 2 Порозность, наблюденная Аттербергом 4 0 ,1 4 0 .4 41,8 4 0 .5 4 0 ,4 4 1 .0 4 1 .0 2 .5 6 .5 1 3 .1 2 4 ,6 4 2 ,8 1 0 5 ,5 200.0 вычисленная по формуле 2,14 5,0 10,0 21,4 5 0 ,0 100.0 2 1 4 ,0 DH 0 ,8 7 0 ,9 7 0 ,9 8 0,86 0 ,6 4 0 ,7 9 0 ,7 0 В табл. 74 приведены данные Аттерберга (Atterberg, 1908). Эти данные относятся тоже, по-видимому, к сухим колоннам. Исходя из величин порозности, колеблющихся в пределах 40— 41%, т. е. указывающих на упаковку, близкую к кубической, мы вправе были бы ожидать величины DH, близкой к 0,41. На са­ мом же деле эти величины оказались равными 0,9— 1,0 для бо­ лее крупных фракций и 0,7— 0,8 для более мелких. Из этого напрашивается тот вывод, что капиллярное поднятие воды в по­ ристых средах происходит не так, как в капиллярах Жамена, и вода имеет возможность даже в первоначально сухих колон­ нах подниматься до предельной высоты, причем ее мениски занимают наиболее суженные участки пор. Этому может способ­ ствовать, во-первых, образование «капиллярных манжет», как бы смачивающих почву или грунт впереди сплошного капил­ лярного фронта, а во-вторых, явления капиллярной конден­ сации. Лоуфридж [цитируется по Гильгарду (Hilgard), 1921] нашел величины капиллярного подъема в различных песчаных и пы­ левых фракциях, приведенные в табл. 75. И в этом случае нет данных о порозности, по которым можно было хотя бы приближенно судить о характере упаковки. Но. величины Z)Я, относящиеся к первым двум наиболее круп­ ным фракциям, во всяком случае выходят за установленные выше теоретические пределы. Причины этого нам неясны. По-ви­ димому, высоты капиллярного поднятия определены с большой погрешностью. Остальные фракции дают величины DH, хорошо 330 укладывающиеся в эти пределы и близкие в общем к тем вели­ чинам, которые мы вывели из данных Долгова и Аттерберга. Таблица 75 В ы соты к ап и л л я р н о го п о д ъ е м а в к о л о н н ах , со сто я щ и х и з разл и ч н ы х ф ракций (п о д ан н ы м Л о у ф р и д ж а ) Размер частиц, см 0,2 0,1 0 ,0 5 0 ,0 3 0 ,0 1 6 Высота капиллярного подъемаЛ^см DH 11, 4 (?) 2 4 .0 (? ) 2 7 .8 (? ) 3 2 .9 4 8 ,7 2 ,2 8 2 ,4 0 1,38 0 ,9 9 0 ,7 8 Высота Размер частиц, капиллярного см подъема Н см 0,012 6 6 ,4 0 ,0 0 7 2 0 ,0 0 4 7 0 ,0 0 2 5 0 ,0 0 1 6 1 3 4 ,6 2 6 5 .2 3 0 8 .2 88,0 DH 0 ,8 0 0 ,6 3 0 ,6 3 0,66 0 ,4 9 П р и м е ч а н и е . П ер есч ет вы сот к ап и л л я р н ого п о д ъ е м а и з д ю й м о в в с а н ­ тим етр ы и р а сч ет величин D H с д е л а н н ам и . •— А . Р. Большой материал по данному вопросу мы находим в ра­ боте Пури (Puri, 1939). Пури определял высоту капиллярного поднятия не непосредственно, а при помощи капилляриметра и, следовательно, в процессе обезвоживания смоченной почвы. Его данные представлены в табл. 76, 77. Обратимся прежде всего к табл. 76, которая относится к отдельным песчаным и пылева­ тым фракциям. Величины DH, как можно видеть из цифр, приведенных в этой таблице, по большей части колеблются в довольно узких пределах 0,90— 1,00, в общем несколько убывая с уменьшением размера частиц. Отсутствие величин порозности и здесь препят­ ствует высказать хотя бы приближенное суждение о характере упаковки. Очень близкие величины D H были найдены Пури и в есте­ ственных пылеватых грунтах, которые он исследовал в коли­ честве 40. И здесь величины D H колебались в небольших пре­ делах, около единицы. Более пестрые цифры величин D H мы находим в табл. 77, которая относится к суглинистым и глинистым почвам. Однако эти значения, за небольшим исключением, укладываются в те теоретические пределы величин DH, которые мы установили выше. При этом если исходить из гранулометрического состава, определенного при условии полного диспергирования почвы, то величины D N опять-таки колеблются около единицы, хотя сте­ пень варьирования в этом случае и больше. Следует отметить, что высоты капиллярного подъема даже в сильно глинистых 331 Таблица 76 Вы соты к ап и л л я р н ого п о д ъ е м а воды в п есчан ы х и пы леваты х ф р ак ц и я х, и зм ер ен н ы е при п ом ощ и к ап и л л я р и м етр а (п о дан н ы м П ури, 1939) Диаметр частиц, см о ,3 - 0 ,4 0 ,2 - 0 ,3 0 , 1 3 — 0 ,2 0 0 , 1 0 — 0 ,1 3 0 ,0 8 8 - 0 ,1 0 0 ,0 6 0 — 0,088^ 0 ,0 5 6 — 0 ,0 6 0 0 ,0 4 9 — 0 ,0 5 6 0 ,0 4 4 — 0 ,0 4 9 0 ,0 4 0 — 0 ,0 4 4 0 ,0 3 6 — 0 ,0 4 0 0 ,0 3 4 — 0 .0 3 6 0 ,0 3 1 — 0 ,0 3 4 Средний Высота диаметр капилляр­ ного частиц подъема D см Н см 0 ,3 5 0 ,2 5 0 ,1 6 5 0 ,1 1 5 0 ,0 9 4 0 ,0 7 4 0 ,0 5 8 0 ,0 5 2 3 0 ,0 4 6 5 0 ,0 4 2 0 ,0 3 8 0 ,0 3 5 0 ,0 3 2 5 3 ,5 5 ,4 6 .3 8,8 13,0 14.4 2 3 ,2 2 4 .4 2 7 .4 2 6 ,6 2 9 .7 3 0 ,6 3 2 .8 DH 1.22 1,35 1 ,0 4 1,01 1,22 1 .0 7 1 ,3 4 1,28 1,27 1,12 1,13 1 .0 7 1.07 Диаметр частиц, см 0 ,0 2 9 — 0,031 0 ,0 2 8 — 0 ,029 0 , 0 2 6 - 0 .0 2 8 0 .0 2 5 - 0 ,0 2 6 0 ,0 2 2 — 0 ,025 Средний диаметр частиц D см 0 .0 3 0 0 ,0 2 8 5 0 .0 2 7 0 .0 2 5 5 0 .0 2 3 5 0,020— 0,022 0.021 0 ,0 1 9 — 0 .0 2 0 0 .0 1 9 5 0 .0 1 7 — 0 .019 0 .0 1 8 0 .0 1 5 — 0 .017 0 .0 1 6 0 .0 1 3 — 0 .015 0 ,0 1 4 0 .0 1 2 — 0,013 0 ,0 1 2 5 0 ,0 0 8 — 0 ,012 0,010 0 ,0 0 6 5 - 0 ,0 0 8 0 ,0 0 7 2 5 Высота капилляр­ ного подъема Н см 3 6 .3 3 6 .3 3 7 .8 3 6 ,7 41. 1 4 4 .9 4 6 .0 5 0 .4 5 5 .9 6 9 .1 7 7 .0 9 0 ,6 9 4 .1 DH 1.09 1,03 1.02 0 .9 3 0 .9 7 0 ,9 4 0 .9 0 0 ,9 1 0 ,9 0 0 ,9 7 0 ,9 6 0,91 0,68 П р и м е ч а н и е . Величины ср ед н и х д и а м ет р о в и величины D H вычислены н а м и .— Л . Р . Т а б л и ц а 77 Вы соты к ап и л л я р н ого п о д ъ е м а воды в п оч вах, о п р ед ел ен н ы е при п ом ощ и к ап и л л я р и м етр а (п о дан н ы м П ури, 1939) Средний диаметр частиц (см), за исключением частиц DH >0,2 мм Содержание Высота в почве частиц капиллярного <0,002 мм, % почва диспер­ почва не дис­ подъема; И см почва диспер­ почва не дис­ гирована пергирована гирована пергирована 1 1 ,5 0 6 4 ,0 6 6 8 ,2 1 1 5 ,5 6 1 2 ,7 9 2 9 ,7 3 2 7 ,3 0 2 2 ,9 0 3 8 ,6 2 3 5 ,0 8 0 ,0 0 2 4 6 0 ,0 0 2 2 9 0 ,0 0 2 3 3 0 ,0 0 3 2 9 0 ,0 0 3 4 2 0 ,0 0 3 2 6 0 .0 0 4 9 7 0 .0 0 4 9 3 0 .0 0 3 9 4 0 .0 0 4 3 5 0 .0 0 3 7 3 0 .0 0 7 3 0 0 .0 0 7 3 7 0 .0 0 4 9 9 0 ,0 0 4 7 5 0 ,0 0 6 4 2 0 ,0 0 7 8 9 0 ,0 0 8 6 3 0 ,0 0 8 4 5 0 ,0 0 9 8 0 304 25 4 288 33 0 25 0 25 6 235 122 284 216 0 ,7 5 0 .5 8 0 ,6 6 1,08 0 ,8 5 0,84 1,16 0 ,5 9 1,12 0 ,9 5 1,05 1,85 2,12 1 ,6 5 1,19 1,65. 1,85 1 ,0 5 2 ,3 9 2,12 П р и м е ч а н и е . П ер есч ет вы сот к ап и л л я р н ого п о д ъ е м а и з м етр ов р т у т ­ ного ст о л б а в сан ти м етры в о д я н о го ст о л б а и в ы числение величин D H п р о и з­ в едены нами. — А . Р. 332 почвах (как, например, в почвах с содержанием частиц меньше 0,002 мм 64— 68%) оказываются сравнительно небольшими, не превышающими 3— 3,5 м. При этом необходимо иметь в виду, что метод, которым работал Пури, позволял ему учитывать роль именно капиллярных сил и явлений в удержании воды. Иными словами, результаты наблюдений Пури характеризуют поведение воды в наиболее крупных порах суглинистых и гли­ нистых почв, т. е., очевидно, в порах по преимуществу меж­ агрегатных, в которых, собственно, и происходят капиллярные явления. Изменение содержания воды в порах внутриагрегат­ ных отражалось лишь в форме’ некоторого искривления прямых линий на графиках, полученных Пури. Эти искривления Пури связывает с явлениями набухания и усадки, т. е. с изменениями содержания воды во внутриагрегатных порах. Подводя итоги всем этим сопоставлениям расчетных вели­ чин высот капиллярного подъема, относящихся к «идеальной почве», с одной стороны, и величин, относящихся к реальным почвам и грунтам в условиях лабораторного опыта — с другой, мы можем сделать следующие выводы. Во-первых, и в песчаных, и в пылеватых, и в суглинистых почвах и грунтах в условиях лабораторного опыта высоты ка­ пиллярного подъема в общем укладываются в те теоретические пределы, которые устанавливаются расчетным путем. Во-вторых, величина DH, фигурирующая в преобразованной формуле Ж ю ­ рена, в которой вместо диаметра капилляра стоит диаметр частиц, чаще всего оказывается при этом в пределах 0,60— 1,00. В связи с этими выводами, однако, нужно указать на сле­ дующее обстоятельство. Некоторые исследователи, основываясь на применимости первоначальной формулы Жюрена к песча­ ным почвам и грунтам, пытались придать ей универсальность, т. е. стали считать, что она применима к любым почвам и грун­ там независимо от размера слагающих их частиц и при этом отражает явления, происходящие не только в межагрегатных порах, но и во внутриагрегатных. Так, например, Терцаги (1932), пользуясь этой формулой и считая радиус капилляров равным 0,00055 мм (что соответ­ ствует частицам с диаметром 0,00025 мм, находящимся в ку­ бической упаковке), вычислил высоту капиллярного подъема в глинистых породах, равную 308 м. Кин (Keen, 1918) для капилляров треугольного сечения, ко­ торые, по его мнению, характерны для «идеальной почвы», вы­ числяет высоту капиллярного поднятия для частиц 0,01— 0,002 мм, равную в среднем 150 футам, т. е. 45 м. Однако наблюдения в природе над реальными грунтами от­ нюдь не подтверждают их расчетов. , , Качинский (1947) указывает, что высота капиллярного 333 подъема возрастает от песков через супеси к лёссовидным су­ глинкам, а в дальнейшем, по мере перехода к грунтам более тяжелого механического состава, она начинает уменьшаться. Тот же автор указывает, что наибольший капиллярный подъем, который ему удалось наблюдать в лабораторных условиях для лёссовидных суглинков, равнялся 350 см за 5 лет подъема. В природных условиях при наблюдениях над влажностью почвы в Среднем Заволжье на террасах Кутулука он отмечал капил­ лярный подъем до 600 см. Эти величины являются, по-видимому, максимальными. В табл. 78 мы приводим некоторые величины высоты капилляр­ ного подъема, которые нам удалось наблюдать в природе. Т а б л и ц а 78 В ы сот а к ап и л л я р н ого п о д ъ е м а в ест ест в ен н ы х г р у н т а х Пункт наблюдений У би н ск ая (Б а р а б а ) О р лян ск (У С С Р ) То ж е С ер еб р я н ы е п р уды ск ая о б л .) П етр и к о в к а (У С С Р ) Д ж аны бек Грунт Л ёссо в и д н ы й сугли н ок Л ёссо в и д н ы й сугли н ок (М оск ов ­ Л ёссо в и д н ы й сугли н ок Л ёссо в и д н ы й сугли н ок Л ёссо в и д н ы й сугли н ок п о д бол ьш ой п ади н ой Высота подъема, см 170 26 0 255 150 163 320 По наблюдениям С. В. Астапова (1927), объектом исследо­ вания которого были почвы из Туркестана, высота капилляр­ ного подъема в исследованных восьми почвах варьировала в пределах 204— 298 см и только в одной почве превысила 400 см. Н. К. Быковский (1935), определяя высоту капиллярного подъема в различных почвах методом капилляриметра, нашел, что эта высота варьировала в пределах от 100 до 500 см при ненарушенном сложении почвы. Необходимо, впрочем, подчерк­ нуть, что метод Астапова и Быковского (повышение отрицатель­ ного давления до момента прорыва воздуха) позволял им учи­ тывать высоту капиллярного подъема лишь применительно к наиболее крупным порам. . В цитированной выше работе Пури (1939) получено, что в самых тяжелых по механическому составу почвах с содержа­ нием частиц меньше 0,002 мм, нревышаюшем 60%, капилляр­ ное давление не превысило 300 см вод. ст., колеблясь во всех остальных случаях в пределах от 200 до 330 см вод. ст. 334 По данным Шоу и Смиса (Shaw and Smith, 1927), наблю­ давших испарение воды через трубы, наполненные различными почвами, наибольшая высота капиллярного поднятия, при пре­ вышении которой испарение резко падало, для песчанистого суглинка Айоло равнялась 8 фут., т. е. 240 см, для суглинка Айоло— 10 фут., т. е. 300 см. Б. А. Кин (1931), работая тем же методом, нашел максимальную величину капиллярного поднятия для грубозернистого песка равной 35 см, а для суглинка — 85 см. Возникает вопрос: почему же, по какой причине, высота капиллярного подъема оказывается ограниченной такими сравнительно небольшими величинами и не достигает тех величин, ко­ торые отвечали бы расчетам по формуле Жюрена? Это расхождение между результатами вычислений и факти­ чески наблюдаемыми величинами капиллярного подъема обя­ зано своим происхождением следующим явлениям. В тех случаях, когда речь идет о грунтах, совершенно не обладающих структурой ( что в природных условиях встречается не часто), главной причиной, как указывает Качинский (1934), является наличие в почве связанной воды. Как мы уже знаем, часть воды, непосредственно прилегаю­ щая к поверхности почвенных частиц, удерживается последними за счет сорбционных сил. Эта часть воды не может принимать участия в создании менисков, так как силы молекулярного притяжения, удерживающие ее, превыщают хе-,.силы, .которые служат причиной образования менисков„и^.озникновения, капил­ лярных явлений. Другими словами, не весь просвет между ча-' стицами грунта является активным, действующим, не весь отно­ сится к «активной порозности», по выражению Лебедева (1936, стр. 167). Пристенная пленка связанной воды уменьшает этот действующий поперечник. В результате в тонких порах дей­ ствующий поперечник делается настолько малым, а _сила тре­ ния (обратно проп-апциональная-ч&т-ве.рл:0 -й--ст-епенй"попёречника капилляра) настолько большой, что скорость капиллярного подъема резко падает, хотя и-не достигаетиуля, как это думают некоторые исследователи. В предельном случае весь просвет между частицами может оказаться заполненным связанной во­ дой; в таких просветах капиллярные явления уже не могут играть существенной роли в передвижении влаги, и последнее совершается под влиянием сорбционных сил. Благодаря всем этим явлениям капиллярный подъем в бес­ структурных грунтах затухает на той высоте, на которой дей­ ствующий поперечник почвенных пор приближается к нулю, в то время как истинный, полный поперечник еще далек от этой величины. Капиллярам какого же диаметра соответствуют реально на­ блюдающиеся в природе величины капиллярного подъема? 335 \ j / ( \ Приняв за наиболее часто встречающуюся величину высоты капиллярного подъема в лёссовидных суглинках 200 см и ноль-, зуясь формулой Жюрена, найдем Я = 200 = см, откуда г= = 0,00075 см. Следовательно, диаметр капилляра равняется 0,015 мм. Применяя упоминавшийся уже на стр. 261 способ расчета и полагая величину D H в преобразованной формуле Жюрена рав­ ной в среднем 1,0, находим, что высота подъема, равная 200 см, соответствует однороднозернистому грунту с частицами около 0,05 мм в диаметре. Если мы примем максимальную величину капиллярного подъема, приводимую Качинским и равную 600 см, то все только что найденные величины уменьшатся в 3 раза. Таким образом, мы приходим к сравнительно очень боль­ шим величинам толщины пленки связанной воды, препятствую­ щей возникновению капиллярных явлений. Нетрудно сообра­ зить, что если все наши расчеты и допущения правильны, то при максимальной высоте капиллярного подъема, равной 200 см, толщина этой пленки равна радиусу соответствующего капил­ ляра, т. е. 0,0075 мм, а высоте капиллярного подъема, равной 600 см, соответствует пленка толщиной 0,0025 мм. Такое рассуждение в чистом, так сказать, виде применимо к почвам и грунтам, лишенным структуры, которые в природе встречаются довольно редко (при оглеении, при высоком содер­ жании обменного иона натрия). В большинстве же случаев су­ глинистые почвы и грунты обладают той или иной структурой: почвы, как правило, более крупной, грунты же обычно микро­ структурой. Капиллярный подъем в таких структурных почвах и грунтах происходит прежде всего по межструктурным, т. е. относительно крупным, порам, трещинам и промежуткам. Одно­ временно, понятно, вода, поднимающаяся по этим межструктур­ ным порам, смачивает и сами агрегаты, проникая и во внутри­ агрегатные поры. Однако подъем воды в межструктурных порах благодаря относительно крупному их размеру обрывается на сравнительно небольшой высоте, которую, собственно говоря, и характеризуют все приведенные выше величины порядка 2— 3 м и редко до 6 м. Дальнейшее капиллярное передвижение воды было бы возможно лишь по системе внутриагрегатных пор. Но их размер уже настолько мал, что они или, по меньшей мере, суженные проходы между ними оказываются, как правило, це­ ликом заполненными связанной водой, как это пояснялось выше 336 применительно к почвам и грунтам, лишенным структуры. По­ этому во внутриагрегатных порах передвижение влаги, возможно преимущественно лишь в пленочном состоянии. К тому же передвижение влаги от одного агрегата к другому возможно, лишь в точках контакта агрегатов, т. е. через весьма малые перешейки, что также весьма сильно задерживает восхо­ дящее движение воды, особенно при более или менее значитель­ ном размере агрегатов. . В итоге собственно капиллярный подъем воды и ограничи­ вается в природе немногими метрами, отнюдь не достигая тех огромных высот, которые вычислялись, например, Терцаги. Од­ нако это не исключает, видимо, возможности подъема воды на гораздо большие высоты, но в пленочной форме, т. е. подъема весьма медленного. 5. Капиллярный гистерезис В главе П нами было описано в общей форме явление капил­ лярного гистерезиса применительно к модели, называемой Жаменовским капилляром. В работе Ю. В. Культина (1964) мы находим исследование этого явления в различных фракциях песка. Песок загружался в сосуд специального прибора и на­ сыщался влагой. О полном насыщении судили по совпадению уровня воды в пьезометрической трубке с уровнем поверхности песка в сосуде, к которому эта трубка присоединялась снизу. Уровень воды в пьезометре в продолжение всего опыта под­ держивался на уровне поверхности песка. Через верхнее отвер­ стие сосуд сообщался с манометром. Давление в сосуде над по­ верхностью песка постепенно, ступенчато, повышали и измеряли объем воды, вытекавшей при этом из песка. После того как зависимость между давлением и количеством вытесненной воды принимала линейный характер, давление начинали уменьшать также ступенчато, измеряя его и количество поглощенной об­ ратно воды до полного насыщения образца. Результаты опыта с тремя фракциями представлены на рис. 90, который мы заим­ ствуем из работы Культина. Давление Н выражается в санти­ метрах водяного столба, а объем воды — в см®. Автор, анализируя полученные результаты (рис. 90 а), ин­ терпретирует их следующим образом. В начале опыта (участок Оа кривой, изображающей зависимость между давлением и ко­ личеством вытесненной воды) давление нарастает, но вода еще не выжимается. В этот период идет образование менисков на верхней поверхности водного тела, насыщающего песок. Сум­ марное давление, действующее на поверхность ‘ менисков, меньше минимального капиллярного давления данного песка, т. е. давления, соответствующего в модели — Жаменовском капилляре (см. рис. 15 а) — расширенным участкам капилляра. 22 Заказ № 405 , 337 Взаимодействие давлений на этом участке кривой может быть выражено неравенством Н, = Н - Н '< Н ^ ^ , где Яс — суммарное давление, действующее на поверхность раз­ дела вода— воздух в песке, Я — давление воздуха над поверх­ ностью песка, Я ' — разность уровней в грунте и пьезометре, Н тт — минимальная высота капиллярного поднятия в песке (Al на рис. 14б). Р и с. 90. К апи ллярны й г и ст ер ези с в р азл и ч н ы х (п о К у л ь т и н у ). ф р ак ц и я х песк а й—фракция 1,0— 0,5 мм, 6—0,5— 0,25 мм, в —<0,25 мм. Дальнейшее повышение давления вызывает уже вытеснение воды, и зависимость между количеством вытесненной воды и давлением выражается криволинейным отрезком кривой аЬ. На этом участке кривой Я(. <С Яп1ах1 где Яшах — максимальная высота капиллярного- поднятия (йа на рис. 15 е). Участок кривой Ьс характеризуется тем, что сумма давлений на поверхности менисков равна максимальному капиллярному давлению песка и процесс идет прямолинейно: на единицу уве­ личения давления воздуха вытесняется единица объема воды. Процесс идет по уравнению прямой 338 где У — объем вытекающей воды, 5 — площадь поперечного се­ чения активных пор в песчаной колонне. При обратном ходе опыта — насыщении песка водой — на кривой сначала появляется участок cd. Поверхность менисков не осталась на прежнем уровне до выравнивания внешнего давления с Я т т в силу того, что соединения пор не подчи­ няются закономерности, свойственной «идеальному» грунту: крупная пора — мелкая пора — крупная пора и т. д. Об этом свидетельствует значительная кривизна участка cd, где суммар­ ное давление уже меньше Ящах, но больше Ятш ^min ^тах • На участке кривой de осуществляется прямая пропорцио­ нальность между повышением уровня воды и уменьшением давления.' Здесь Яс=Ятш, а участок прямой de подчиняется уравнению где Vq— объем воздуха, остающегося в порах после подъема уровня воды в песке, т. е. «защемленного воздуха», 5q — пло­ щадь сечения пор, занятых воздухом. На участках кривой ef я fg Криволинейность участка ef объясняется тем, что еще не все поры заполнены водой, а также сжатием защемленного воздуха. Участок fg показывает, что поверхность менисков достигла по­ верхности грунта и с уменьшением давления мениски выполаживаются. Расстояние между прямыми Оа я fg дает объем Уо защем­ ленного воздуха. Величины Ящт и Ятах могут быть найдены графически-— так, как это изображено на рис. 86 пунктирными линиями. Такое истолкование опытов Культина может быть допол­ нено еще некоторыми соображениями, разъясняющими природу капиллярного гистерезиса в почвах. Как в почвах, так и в тех моделях, с которыми работал Культин, Жаменовских капилля­ ров нет, а имеются системы пор, связанных друг с другом. В моделях, близких к монодисперсным, каковыми были фрак­ ции песка в опытах Культина, обычно резко преобладают поры некоторого определенного размера. Доказательство этому будет представлено в следующей главе (см. рис. 107). В любой такой поре, а следовательно, и в системе их поперечник колеблется в определенных довольно» узких пределах. Максимальный диа­ метр соответствует расширенной части поры, а минимальный — тем «горлышкам», которыми поры соединяются друг с другом. 22* 339 представим себе такую пору, наполненную водой (рис. 91). В опытах Культина поверхность песка в начальный момент была затоплена и, следовательно, поверхность воды была плос­ кой. На рис. 91 этому моменту соответствует уровень воды 1. Повышение давления воздуха над поверхностью песка вдавли­ вает воду в пору, в результате чего образуется мениск 2 в наи­ более широкой части поры и, следовательно, с «минимальным» капиллярным давлением', т. е. на рис. 90 это соответствует точке а. , Дальнейшее повышение давления заставляет мениск отсту­ пать вниз (положение 5). Кривизна мениска возрастает, а сле­ довательно, возрастает и аб­ солютная величина капил­ лярного давления. Вода иостепенно выдавливается из песка. Наконец мениск до­ стигает положения 4 — наи­ более узкое место горлышка поры. В этот момент капил­ лярное давление (по абсо­ лютному значению) дости­ гает наибольшей величи-ны (Ятяу у Культина). Ему со­ ответствует точка Ъ на рис. 90, Малейшее дополни­ тельное смешение мениска вниз против положения 4 влечет за собой выполаживание мениска и, следова­ тельно, уменьшение (по аб­ солютной величине) капил­ лярного давления. В силу Р и с. 91. П остеп ен н ы й х о д о п о р о ж н ен и я этого мениск;скачкообразно и за п о л н ен и я п очвен н ой поры влагой. переходит в положение 5, т. е. в наиболее расширен­ ную часть поры, где кривизна мениска, а следовательно, и капиллярное давление (абсолютное) являются наименьшими. Пора при этом внезапно опоражнивается. Если бы мы имели дело с одной порой, то давление воздуха в ней в этот момент скачкообразно понизилось бы и для дальнейшего опускания мениска, до положения 6, нам пришлось бы снова увеличить давление. ' П о я сн и м , что в ст ат ь е К ульти н а и м еется о д н а н еточность. А в тор х а р а к ­ т ер и зу ет м и н и м ал ьн ое и м ак си м ал ьн ое капи л ляр ны е д а в л ен и я п о и х а б со л ю т ­ ной величине, не учи ты вая, что эти д а в л ен и я отр иц ательн ы е, в си л у чего « м и н и м ал ьн ое» ал гебр аи ч еск и я в л я ется м аксим альны м , и н а о б о р о т . О д н ак о, к ом м ен ти руя опы т К ульти на, мы б у д е м п р и д ер ж и в а т ь ся его обозн а ч ен и й . 340 в опыте Культина, где объем воздуха над поверхностью песка отноодтельно очень велик (по сравнению с объемом пор), такое скачкообразное изменение давления в отдельных порах не ощущается — достигнув величины Ящах,. давление далее не снижается, а объем вытесняемой воды прямо пропорционален возрастанию давления. Когда давление начинает понижаться (точка с на кривой рис. 90), то происходит обратный процесс. Мениск входит в пору и достигает положения 5, где он имеет минимальную кривизну и, следовательно, наименьщее, (абсо­ лютно) капиллярное давление. На кривой рис. 90 этому соот­ ветствует точка с. Дальнейшее продвижение мениска вверх имеет своим следствием увеличение его кривизны и повышение (по абсолютной величине) капиллярного давления. В силу этого мениск скачкообразно переходит в положение 4, причем происходит внезапное заполнение поры. Далее, по мере насы­ щения песка водой все новые и новые поры заполняются ею — так, как только что было описано. Этому соответствует отрезок кривой cd на рис. 90. Заполнение последнего ряда пор соответ­ ствует участку кривой ef, после чего происходит выполаживание поверхностных менисков (участок кривой f g ) . Кривизна участ­ ков аЬ, cd и ef зависит от того, что поперечник пор (как расши­ рений, так и «горлышек») не строго постоянен, а колеблется около некоторой средней величины. Однако между наиболее и наименее широкими поперечниками сохраняется то соотношение, которое требуется теоретическим расчетом. Из рис. 86 мы ви­ дим, что величины Ящщ и Ящах в опытах Культина были равны: Фракция частиц, мм " m in ™ "ш ах “ Отношение "так " m in 1— 0 , 5 0 ,5 - 0 ,2 5 < 0 ,2 5 8 17 21 15 28 39 1 ,8 7 1 ,6 5 1 ,8 5 В то же время соотношения между максимальным и мини­ мальным поперечниками пор в «идеальной» почве равны (см. главу I, стр. 19) при кубической упаковке 0,73 :0,41 = 1,78, при гексагональной упаковке 0,288:0,155=1,85, т. е. именно те соот­ ношения, которые и получил в своих опытах Культин. 6. Скорость капиллярного подъема Скорость капиллярного подъема зависит от диаметра ка­ пилляров и, следовательно, от размера частичек почвы или грунта. В природных условиях определять эту величину до­ вольно затруднительно, так как над уровнем свободной воды 341 мы всегда уже находим капиллярную кайму. Поэтому скорость капиллярного подъема определяют обычно в лабораторных условиях — в насыпных колоннах или монолитах. При этом в обоих случаях опыты ведут с почвой или грунтом, предвари­ тельно высушенными, так как в противном случае наблюдение за капиллярным подъемом делается весьма затруднительным или даже невозможным. Таким образом, опыты эти проводятся обычно в искусственной обстановке. Стапренс (1954) показал, что, пользуясь в опытах по капил­ лярному подъему сухими грунтами, легко прийти к ошибочным Р и с. 92. К апи лл яр ны й п о д ъ ем влаги в н асы пны х к ол он н ах и з ч асти ц р а зн о г о р а зм е р а (п о дан н ы м Н о в а к а и П еч а н е к а ). результатам вследствие того, что в сухих грунтах подъем про­ исходит крайне медленно. Поэтому подобные опыты с сухими насыпными грунтами представляют интерес лишь как метод для установления общих законов, управляющих скоростью капиллярного подъема. Рассмотрим один из таких опытов, выполненный Новаком и Печанеком (Novak, Pechanek, 1943). Объектами опыта служили различные механические фракции кварцевого песка. Результаты опыта изображены на рис. 92, 93 и 94. На рис. 92 изображена зависимость высоты капиллярного подъема от времени для первых 300 часов опыта. Из сопостав­ ления кривых нетрудно заметить, что подъем в колоннах, со­ стоящих из более крупных фракций, сначала идет более быстро, но затем замедляется, и относящиеся к этим фракциям кривые пересекаются кривыми, относящимися к более мелким фрак­ циям. 342 При этом оказывается, что отдельные участки кривых, осо­ бенно начальные, по своей форме весьма близки к параболам. Это нетрудно показать следующим путем. Общей формулой для кривых параболического типа является следующая: X = к у " -. Логарифмируя это выражение, получаем \gx= \gk-\-n\gy. Р и с. 93. К апи лл яр ны й п о д ъ е м влаги в н а ­ сы пны х к о л о н н а х и з ч асти ц р а зн о г о р а зм е р а (п о дан н ы м Н о в а к а и П еч а н е к а ). Это последнее уравнение линейное. Следовательно; если раз­ местить в системе прямоугольных координат точки, соответ­ ствующие некоторым парным значениям Ig^ и Ig/i, и эти точки лягут на прямую линию, то можно считать доказанным, что ис­ следуемая кривая действительно имеет параболическую форму. Применив этот метод к кривым, изображенным на рис. 92, мы построили графики зависимости lgA = /(lg O , где h — высота подъема в см, t — : время в часах. Рассматривая графики на рис. 93, мы видим, что действи­ тельно значительные отрезки полученных линий представляют собой прямые линии, чем подтверждается параболическая форма кривых, изображенных на рис. 92. Лишь верхние концы линий на рис. 93 отклоняются от прямолинейной формы, что указывает на какую-то иную форму зависимости. 343 Из рис. 93 нетрудно заметить, что полученные прямые ли­ нии идут примерно параллельно одна другой. И действительно, определяя графически величину п, характеризующую наклон этих линий по отношению, к оси абсцисс, мы получили следую­ щие величины; Ф р ак ц и я , мм . . . . л . 0 , 1 — 0 ,0 5 ..................................................... 0 ,4 6 . 0 ,0 5 — 0 ,0 1 0 ,0 1 — 0 ,0 0 5 0 ,0 0 5 — 0 ,0 0 2 0 ,4 7 0 ,4 8 0 ,4 9 , На рис. 94 представлена зависимость скорости подъема в сантиметрах в час от высоты подъема. Этот график особенно Р и с. 94. И зм ен ен и е ск ор ости к ап и л ляр ного п о д ъ е м а влаги в насы пны х к ол он н ах и з части ц р а зн о го р а зм е р а в зав и си м о сти от вы соты п о д ъ е м а (по данн ы м Н о в а к а и П е ч а н е к а ). I отчетливо показывает, что, во-первых, скорость подъема с высо\ той, т. е. по мере подъема, падает; во-вторых, что наибольшей \скоростью отличается подъем в колоннах, состоящих из наибо­ лее крупных частиц, с уменьшением размера которых умень­ щается и скорость подъема. Путем графической интерполяции мы вывели скорости подъема для различных фракций на одних и тех же высотах. Эти данные приводятся в табл. 79. Данные этой' таблицы полностью подтверждают все сказан­ ное выше о скорости подъема. Стоит отметить исключительно малую скорость подъема во фракции меньше 0,002, что может служить указанием на иную природу передвижения влаги в этой фракции.' Теперь обратимся к подъему влаги в монолитных образцах почв и грунтов и воспользуемся некоторыми данными Василь­ ева (1937). На рис. 95 изображена зависимость высоты подъема 344 от времени, а на рис. 96 — та же зависимость в логарифмиче­ ской форме. Т а б л и ц а 79 С к ор ость п о д ъ е м а ( с м /ч а с ) в к о л о н н а х и з к в ар ц ев ого п еск а р а зл и ч н ой к р уп н ости (п о л у ч ен о п у тем а н а л и за д а н н ы х Н о в а к а и П еч ан ек а, 1 943) Высота, см М еханические ф ракции, мм . 0 , 1 — 0 ,0 5 0 , 0 5 — 0 ,0 1 0 , 0 1 — 0 ,0 0 5 0 ,0 0 5 — 0 ,0 0 2 < 0 ,0 0 2 20 30 40 50 31 26 1 2 ,5 4 ,6 0 ,4 17 16 6 ,5 3 0 .2 14 12 4 2 ,5 0 .2 9 5 2 .5 2 .0 0 ,1 100 0 ,1 2 ,8 2 ,2 1 ,7 0 ,0 8 Из анализа этих рисунков можно заключить, что в этом слу­ чае подъем управляется теми же закономерностями. В более Р и с. 95. Х о д к ап и л л я р н ого п о д ъ ем а в лаги в м о н о л и т а х р а зл и ч ­ ны х почв (п о В а с и л ь е в у ). / — с л аб о п о д зо л и с та я л е гк о с у гл и н и ст а я почва, 2 — п олосаты й аллю ви й, 3 — суглин и сты й аллю ви й. тяжелом суглинистом аллювии подъем идет медленнее. Началь­ ные участки кривых имеют параболическую форму, о чем сви­ детельствует прямолинейная форма этих кривых; представлен­ ных в логарифмическом виде (рис. 96). Величина п оказалась равной для полосатого аллювия 0,51, для слабоподзолистой почвы 0,47, для мощного суглинистого аллювия 0,43. 345. в результате анализа данных Васильева, а также Новака и Печанека мы видим, что показатель степени п в уравнении h = k t ”- оказывается близким к 0,5. Теоретический анализ явлений капиллярного подъема, дан­ ный И. Агаповым (1937) и позднее Киркхэмом и Фенгом (Don Kirkham and Feng, 1949), также приводит к зависимости h = k t'\ так что опытные данные полностью подтверждают правильность этого уравнения. Р и с. 96. Х о д к ап и л л я р н ого п о д ъ е м а влаги в м о н о л и т а х р а зл и ч ­ ны х почв (п о дан н ы м В а с и л ь е в а ). У ел. о б о зн ач ен и я см. рис. 95. Из всего сказанного выше мы видим, что почвенно-грунтовая , толща, расположенная непосредственно над зеркалом грунтовых 1вод, способна удерживать в себе в неподвижном состоянии ; (при условии неподвижности зеркала грунтовых вод, т. е. при от­ сутствии их оттока и испарения) значительное количество воды ■в капиллярно подпертом состоянии. Эта вода и составляет ка: пиллярную кайму. Указанная способность данной части почвенно-грунтовой '' толщи получила название к а п и лл, яр н о й в л а г о е м к о с т и, которую мы сокращенно будем" обозначать 'Вшволом__К-ВГЭта способность и характеризующая ее величина пользовались в те­ чение длительного времени широким распространением среди почвоведов как способ почти универсальной характеристики водоудерживающей способности почв. Однако нетрудно видеть, что величина капиллярной влаго­ емкости, измеряемая процентным содержанием влаги в почве, является величиной переменной, на что указывали Коссович 346 (1904), Попов (1928), Качинский (1934) и Долгов (1948а), и не может поэтому применяться в качестве константы. Ее измен­ чивость определяется тем, что количество капиллярно-подпертой влаги, которое может удерживаться почвой, зависит, как мы видели, от глубины расположения зеркала грунтовой воды. Поэтому, определяя капиллярную влагоемкость, мы всегда должны, во-первых, указывать, в монолитах какой высоты (т. е. для слоя какой мощности) она определялась, а во-вторых, давать ее величину послойно, с указанием высоты расноложения данного слоя над зеркалом грунтовой воды. На рис. 101 графически представлена зависимость величины КВ от глубины залегания зеркала грунтовых вод. По мере по­ нижения уровня грунтовых вод данный элементарный слой, занимающий в начале положение <?, перемещается поочередно в положения /, II и т. д. При этом та часть влаги, которая соот­ ветствует зачерненному отрезку, вытекает из него, а та, кото­ рая соответствует заштрихованному, остается. Эта заштрихо­ ванная часть и является, очевидно, капиллярной влагоемкостью данного слоя при том или ином его положении над зеркалом грунтовых вод. Это изображено символами KBi, КВг и т. д. Из рисунка видно, что величина КВ может, вообще говоря, изме­ няться в пределах от ПВ до НВ, на что еще в 1904 г. указывал Коссович (1904). Наилучшей формой характеристики КВ яв­ ляется капиллярная кривая. 7. Влияние слоистости на капиллярные явления Влиянию слоистости на поведение капиллярной влаги посвя­ щена работа И. Н. Фелицианта (1961), который изучал это влия­ ние в трубках метровой длины на трех объектах: глина, тяже­ лый суглинок и «песок». Отметим, что «песок» в опытах Фелидианта был скорее пылью, так как он содержал 73% частиц 0,1— 0,05 мм и 23% частиц 0,05— 0,01 мм. Из этих материалов Фелициант готовил насыпные колонны с 0В = 1,4 г/см^ с раз­ ным чередованием слоев различной мощности (25, 50 и 75 см). Сухие колонны увлажнялись капиллярно снизу. Отметим, что малая высота колонн явилась досадным ограничивающим усло­ вием в работе, в силу которого явления капиллярного подъема ни в одном варианте опыта не прослеживались до конца, что, конечно, ограничивало и значение устанавливаемых закономер­ ностей. Кроме того, этой работе был присущ недостаток, свой­ ственный многим аналогичным работам и заключавшийся в том, что опыты велись с исходно сухими колоннами, с насыщением их снизу, т. е. в условиях, которые в природе, где исходная су­ хость обычно исключена, а увлажнение происходит, как пра­ вило, сверху, никогда не осуществляются. Этот недостаток очень ограничивает ценность полученных выводов. 347 (i'' Основных серий опытов в работе Фелицианта было две: пер­ вая, в которой механический состав снизу вверх делался более легким, и вторая, когда имело место обратное соотношение. Для первого случая автор отмечает, что капиллярный подъем воды шел не плавно. На границах смены слоев наблюдались остановки в подъеме фронта смачивания, тем более длительные, чем больше была разница по гранулометрическому составу и чем выше над уровнем свободной поверхности воды была гра­ ница смены. ' В отношении высоты капиллярного подъема автор отмечает, что в однородных колоннах какого-либо грунта высота капил­ лярного подъема была всегда больше, чем когда тот же грунт образовывал верхние слои в слоистой колонне, т. е. когда он подстилался более мелкозернистым материалом. Этот вывод представляется нам не строго доказанным, так как, судя по данным, имеющимся в работе, во всех колоннах без исключе­ ния предельная высота капиллярного подъема не достигалась в силу малой высоты колонн. Что касается скорости капиллярного подъема (т. е. скорости подъема фронта смачивания), то в нижних слоях она мало отличалась от скорости передвижения на тех же высотах в од­ нородных колоннах из тех же грунтов. А в верхних слоях ско­ рости оказывались значительно сниженными. Снижение было тем больше, чем больше разница в гранулометрическом составе и чем больше мощность более тяжелого слоя. Объясняя наблюденные им закономерности, автор очень большое значение придает трению как самой влаги, так и воз­ духа, вытесняемого поднимающимся фронтом смачивания из выше лежащего слоя. Мы полагаем, что снижение скорости ка­ пиллярного подъема в верхних слоях слоистой толщи при дан­ ном сочетании слоев, несомненно, обязано своим происхожде­ нием большему трению влаги в нижних, более тяжелых слоях. Но на высоту капиллярного подъема трение влиять не может. Трудно допустить влияние трения вытесняемого воздуха при столь малых скоростях подъема. Влияние смены гранулометри­ ческого состава на высоту капиллярного подъема определяется разностями капиллярных давлений на границах слоев, как это правильно отмечает Б. В. Федоров, чье мнение цитируется в подстрочном примечании к работе Фелицианта (1961, стр. 25). Распределение влаги в колоннах этой серии вариантов изоб­ ражено на рис. 97. Мы выбрали только одно сочетание, наибо­ лее контрастное по гранулометрическому составу, — песок и глина. На рисунке представлено распределение влаги в одно­ родных колоннах из глины и песка в трех вариантах чередова­ ния слоев разной мощности. Мы видим, что во всех трех ва­ риантах капиллярная влагоемкость глины существенно не из­ менилась ио сравнению с однородной колонной из глины — 348 небольшие отклонения имеются в обе стороны. В то же время КВ песка резко уменьшилась во всех слоях. КВ песка в верх­ нем 25-см слое почти одинакова при всех мош,ностях песчаного слоя (25, 50, 75 см), причем книзу КВ возрастает примерно линейно с одинаковым угловым коэффициентом во всех слоях. Таким образом, КВ более легких грунтов снижается при их подстилании тяжелыми примерно пропорционально высоте пес­ чаного слоя над поверхностью свободной воды. Р и с. 97. Р а с п р е д е л е н и е в л а ж н о ст и в сл ои сты х н асы п ны х к о л о н н а х п о сл е к ап и л л я р н ого п о д ъ ­ ем а в лаги (п о Ф ел и ц и а н т у ). 1 — п е с ч а н ая кол о н н а, 2 — гл и н и с та я ко л он н а, 3 — 25-см слой п еска, п о д сти л аем ы й 75-см слоем глины , 4 — 50-см слой п еска, п о д сти л аем ы й 50-см слоем гли ны , 5 — 75-см слой п еска, п о дсти л аем ы й 25-см слоем глины . Переходим ко второй серии вариантов, в которой грануло­ метрический состав снизу вверх тяжелеет. Остановок в капил­ лярном подъеме влаги на границах смены слоев в этом случае не наблюдалось, и кривые зависимости высоты поднятия фронта смачивания от времени имеют плавный ход. Что касается высоты капиллярного подъема, то, по мнению Фели­ цианта, высота подъема здесь всегда больше, чем в однород­ ных колоннах из более тяжелого материала, образующих верх­ ний слой. Здесь опять приходится повторить, что этот вывод может быть и верен, но недостаточно обоснован, ибо ни в од­ ной колонне предельная высота подъема достигнута не была. Скорость подъема здесь меньше в нижних, более легких 349 слоях (по сравнению с однородными колоннами из того же ма­ териала) и выше в верхних, тяжелых слоях (тоже по сравнению с соответствующими однородными колоннами). Первое явление автор объясняет опять-таки повышенным трением воздуха в верхних, более тяжелых слоях при вытеснении его из них, а второе — малым трением воды в нижних, легких слоях. КВ гли на „ толщи ■ при разном соотношении мощностей представ­ лена на рис. 98. Большого влияния слоистость на КВ в этом Р и с. 98. Р а с п р е д е л е н и е в л а ж н о ст и в сл о и ­ сты х насы пны х к о л о н н а х п о сл е к ап и л л я р ­ н ого п о д ъ е м а влаги (п о Ф ел и ц и а н т у ). 1 — п е с ч а н ая ко лон на, 2 — гл и н и стая колон на, 6 — 25-см слой глины , п о д сти л аем ы й 75-см слоем п еска, 7 — 50-см слой глины , п о дсти л аем ы й 50-см слоем песка, 8 —-75-см слой глины , п одсти л аем ы й 25-см слоем п еска. случае не оказывает, но все же в нижних песчаных слоях, вверхней части каждого из них, КВ несколько выше, чем на той же высоте в однородной песчаной колонне. А в верхних глинистых слоях наблюдается обратное соотношение. Первое явление ав­ тор объясняет «гидравлическим уравниванием системы», пони­ мая под этим тот факт, что «крупные поры нижнего слоя пи­ тают более мелкие, смежные с ними поры верхнего слоя». Объ­ яснение это не слишком понятно, но проверить его нельзя, так как автор нигде вообще не говорит о том, достигала ли влага в его колоннах в момент определения влажности равновесного состояния или нет. 350 8. Стекающая гравитационная влага и почвенные воды Из всего сказанного выще в настоящей главе мы знаем уже, что подпертая гравитационная влага при некоторой минималь­ ной мощности своего слоя создает водоносный слой и приобре­ тает свойство, характерное для грунтовых вод, т. е., по X ! I XII V II > v iin 1936 1937 Р и с . 99. К о л еб а н и я у р о в н я п оч в ен н о-гр ун т ов ы х в о д в п о д зо л и ст ы х , б о л о т н о -п о д зо л и ст ы х и бол отн ы х п оч вах. К А , K -S и т. д. — номера колодцев. определению Лебедева (1936, стр. 272— 273), « . . . с п о с о б ­ н о с т ь . . . к в ы т е к а н и ю из г р у н т о в в е с т е с т в е н ныхилиискусственныхразрезах». В том, что влага, содержащаяся в почве, может периодиче­ ски или постоянно обладать такой способностью, нетрудно убе­ диться, взглянув на рис. 99, на котором показаны колебания уровня воды в смотровых трубах, установленных в лесных под­ золистых и болотных почвах. Смотровые трубы были установ­ лены в буровых скважинах. Эти скважины и послужили теми 351 искусственными разрезами почвенной толщи, через которые из­ ливалась почвенная влага, заполнившая трубы. Если откачать воду, находящуюся в трубе, последняя через некоторое время снова заполнится водой до прежнего уровня. На рис. 99 видно, что уровень воды в трубах в подзолистых почвах {К. 10— 12) в течение длительных промежутков времени держится в пределах, почвенного профиля, тем самым свиде­ тельствуя о том, что влага, содержащаяся в почвенной толще, действительно обладает указанной выше способностью, В дру­ гих случаях — обычно в почвах более или менее сильно заболо­ ченных — можно обнаружить зеркало воды в пределах почвен­ ного профиля в течение всего года, хотя его’ глубина в зависи­ мости от погодных и сезонных явлений подвержена более или менее значительным колебаниям {К- 6, 8, 9). Подпертую гравитационную влагу, находящуюся в таком состоянии, при котором она обладает способностью вытекать из почвенного профиля в естественных или искусственных раз­ резах, условимся называть п о ч в е н н ы м и водами. Внешним признаком возникновения их в почвенном профиле служит по­ явление свободной поверхности воды в искусственных разре­ зах почвенных толщ или в смотровых трубах, вставленных в почвенную толщу. О том, каким образом возникают почвенные воды и каково при этом бывает соотношение капиллярных сил и гидростати­ ческого давления, присущего подпертой гравитационной влаге, мы уже говорили выше. Мы знаем также, что условием возник­ новения гравитационной подпертой воды' в каком-либо слое почвы или грунта является подстилание его слоем с меньшей водопроницаемостью. Иллюстрируем это примером, для чего вернемся к рис. 83, на котором изображено изменение КФ в той самой среднеподзолистой лесной почве, развитой на легком покровном суглинке и подстилаемой тяжелой моренной глиной, для которой на рис. 99 изображены колебания уровня почвен­ ных вод (К. 12). Мы уже указывали, что величина КФ в этом случае резко уменьшается с глубиной. Совершенно естественно, что в таких условиях в почвенной толще при достаточно обиль­ ном поступлении влаги (всегда во время снеготаяния, часто во время сильных дождей летом и осенью) появляются почвенные воды. Неоднородность почвенно-грунтовой толщи в отношении ее механического состава, а следовательно, и водопроницаемости очень часто, как, например, в только что рассмотренном случае, имеет своей причиной первоначальную неоднородность наноса, т. е. имеет геологическое происхождение. Однако эта неодно­ родность может быть следствием и самого почвообразователь­ ного процесса. Мы имеем в виду тот случай, когда горизонт с уменьшенной водопроницаемостью создается в почве в про­ 352 цессе почвообразования. Такими чаще всего бывают иллювиаль­ ные горизонты подзолистых почв и солонцов. Их присутствие в почвенном профиле вызывает появление почвенных вод в выше лежащих горизонтах: в совокупности перегнойно-аккумулятив­ ного и подзолистого горизонтов в подзолистых почвах и в надсолонцовом горизонте в солонцах. Такие почвенные воды можно называть п о ч в е н н о й в е р х о в о д к о й в тесном смысле этого слова. Нужно сказать, что термин «верховодка», заимствуемый нами из гидрогеологии, не имеет строго ограниченного значения. Так, акад. Ф. П. Саваренский (1934) говорит, что верховодкой называют обыкновенно «... ближайшие к поверхности грунто­ вые воды, не обладающие значительным сплошным распростра­ нением и не обладающие постоянством во времени. К грунтовым водам типа верховодки можно отнести следующие: 1. Воды, приуроченные к поверхности небольших линз во­ донепроницаемой породы среди проницаемой... 2. Воды, приуроченные к прослоям породы, обладающим меньшей фильтрационной способностью, чем выше-лежащая по­ рода, например слой глинистого или мелкозернистого песка среди толщи среднезернистых песков или слой более плотного суглинка среди более рыхлых суглинков. Вода задерживается временно этим слоем и дает слой г{)унтовой воды типа верхо­ водки. .. 3. Такого же характера верховодки могут образоваться на месте временного скопления поверхностных вод, например па­ водков, разливов и т. п. 4. Иногда причиной верховоДки является наличие под поч­ вой так называемых иллювиальных горизонтов... К числу ил­ лювиальных образований можно отнести столбчатый горизонт солонцов. Иллювиальный же характер носит подпочвенный го­ ризонт подзолистых почв... К верховодкам относят иногда также воды болотных обра­ зований, насыщающие их верхнюю часть... К верховодкам могут быть отнесены также верхние воды вечной мерзлоты». Таким образом, под названием «верховодка» объединяются довольно различные по своему происхождению и положению воды. Поэтому мы и считаем целесообразным выделить почвенные воды, образующиеся над иллювиальными горизонтами (четвер­ тый случай, по Саваренскому), под названием «почвенная вер­ ховодка». Здесь представляется целесообразным остановиться и на более широком вопросе — о разграничении между почвенными водами и грунтовыми водами, которые обладают многими об,щими признаками. Из только что приведенной цитаты следует, 23 З аказ № 405 353 что, в сущности, и почвенные воды могут считаться разновид­ ностью грунтовых, вод. И это, несомненно, так, если учесть, что они обладают важнейшим признаком, присущим грунтовым водам, — способностью вытекать из естественных или искусст­ венных разрезов. Мы предложили бы следующее разграничение между поч­ венными, почвенно-грунтовыми и грунтовыми водами. 1. Г р у н т о в ы м и в о д а м и мы условимся называть такую содержащуюся в грунте подпертую гравитационную влагу, спо­ собную к вытеканию из искусственного или естественного раз­ реза, к о т о р а я не н а х о д и т с я в г и д р а в л и ч е с к о й связи с влаг ой, з а к л ю ч е н н о й в п о ч в е н н о й т олще. Иными словами, между почвенной толщей и капиллярной кай­ мой грунтовых вод имеется промежуточный слой грунта, влаж­ ность которого никогда не бывает настолько высокой, чтобы ^ обеспечить установление гидравлической связи между почвен­ ной влагой и влагой капиллярной каймы грунтовых вод. При­ мером являются грунтовые воды многих (хотя и не всех) об­ ластей зоны черноземов, каштановых почв и сероземов, а ча­ стично и зоны лесостепи. Такие воды также могут встречаться в лесной зоне. Отсутствие гидравлической связи отнюдь не пре­ пятствует возможности просачивания влаги из почвенной толщи в грунтовые воды, но без возникновения гидравлических явле­ ний. Такое просачивание может наблюдаться в тех же зонах под степными блюдцами, потяжинами, лесными полосами и т. д., т. е. под «потускулами», по терминологии Высоцкого. Макси­ мальная влажность промежуточного слоя грунта под потуску­ лами, как правило, лишь ничтожно превышает величину НВ. 2. П о ч в е н н о - г р у н т о в ы м и в о д а м и мы условимся называть такую подпертую гравитационную влагу, способную вытекать из разрезов, к о т о р а я п о с т о я н н о или, по м е н ь ш е й мере, п е р и о д и ч е с к и н а х о д и т с я в г идр а в л и ч е с к о й с в я з и с вл а г о й , н а х о д я щ е й с я в поч­ в е н н о й т о лще . Это выражается в том, что в пределах поч­ венной толщи появляется либо зеркало таких вод, либо, по меньшей мере, верхняя граница их капиллярной каймы. Такие почвенно-грунтовые воды широко распространены в зоне подзо­ листых почв. Примером могут служить воды Молого-Шекснинского междуречья, описанные Е. А. Ансберг (1937), где вме­ щающей породой является 15-м толща тонкозернистых песков и где глубина зеркала почвенно-грунтовых вод в течение года изменяется от нуля до 1,5— 2,0 м от поверхности. К этой же группе по большой части относятся воды пойменных террас, воды торфяников и т. д. / 3. П о ч в е н н ы м и в о д а м и мы условимся называть такую I подпертую гравитационную влагу, способную вытекать из раз! резов и находящуюся целиком в почвенной толще, к о т о р а я 354 н е н а х о д и т с я в гидравлической с в я з и с г р у н т о в ы м и в о д а м и , что, однако, не исключает возможности просачивания .почвенной влаги в грунтовые воды. Почвенные воды почти всегда являются временными. Их примером могут служить почвенные воды, образующиеся под степными блюд­ цами, лесными полосами и под потяжинами весной, когда их зеркало в течение коротких промежутков времени может даже выходить на поверхность. Разновидностью почвенных вод яв­ ляется почвенная верховодка, о которой мы говорили вьше. Почвенные воды могут сосуществовать не только с грунтовыми водами, но и с почвенно-грунтовыми. Такой случай был описан нами, причем горизонт почвенных вод, вмещающей породой для которого служила метровая толща легкого покровного суглинка, отделялся от горизонта почвенно-грунтовых вод толщей более тяжелых суглинков, с большим содержанием в ней защемленного и сдавленного воз­ духа (Роде, 1950а, стр. 36). Приведенное нами описание, по-ви­ димому, может служить указанием на то, что в некоторых слу­ чаях в зависимости от интенсивности поступления влаги в почву могут образовываться либо два самостоятельных, гидравличе­ ски не связанных горизонта почвенных и грунтовых вод, либо же единый, гидравлически связанный горизонт почвенно-грун­ товых вод. Характерной чертой почвенных, почвенно-грунтовых и грун­ товых вод, представляющих собой различные виды подпертой гравитационной влаги, является их способность при наличии уклона водоупорного слоя стекать вдоль этого уклона, пови-i нуясь силе тяжести. Такие воды мы уже условились в целом называть стекающей гравитационной влагой. Это явление чаще всего наблюдается при залегании почвы на склоне, когда почвенные воды образуют слой, также обла­ дающий наклоном. Естественно, что они будут стекать в направ­ лении уклона под влиянием силы тяжести. Скорость стекания почвенных вод в данном случае будет определяться двумя ■факторами: углом наклона, от которого зависит величина гид­ равлического напора, и фильтрационными свойствами почвенно­ грунтовой толщи. В этом случае к передвижению почвенных вод могут быть применены те же закономерности, которые установлены в гидро­ геологии для движения грунтовых вод, хотя и с некоторыми ' оговорками, на которых мы остановимся ниже. Изложим эти закономерности так, как это сделано в книге академика Саваренского (1934). Представим себе почвенно-грунтовую толщу в условиях склона и в ней на некоторой глубине зеркало почвенных вод АВ (рис. 100). Совершенно очевидно, что благодаря наличию раз­ ности уровней вода должна двигаться от сечения AAi к сечению- • 23* 355- BBi. Скорость течения почвенных вод будет зависеть, вопервых, от величины напора h, возрастая с его увеличением; во-вторых, от длины пути потока /, уменьшаясь с ее увеличе­ нием. В тех случаях, когда подземный поток протекает по капил­ лярным промежуткам, его движение имеет характер л а м и ­ н а р н о г о , т. е. без разрывов, с плавным изменением скорости, и подчиняется закону Дарси. Закон Дарси выражается фор­ мулой: Здесь Q — количество воды,-- протекающее в единицу вре­ мени через поперечноесечение потока, со—^площадь попереч­ ного сечения потока, ----- ги­ дравлический уклон, К — коэф­ фициент фильтрации, завися­ щий от свойств грунта. h Очевидно, что если I = 1, то ДЛЯ площади поперечного сечения, равной единице, полу­ чим Q = K, т. е. коэффициент водопрони­ цаемости, или коэффициент фильтрации при уклоне, рав­ ном единице, численно равен количеству воды, протекающему в единицу времени через сече­ ние, равное квадратной единице. Известно, что расход потока зависит от его скорости и попе­ речного сечения потока. В соответствии с этим формулу Дарси можно представить следующим образом: Р и с. 100. Б о к ов ой внутрипочвенны й сток. Q = ‘WM. Сопоставляя эти выражения с первоначальной формулой Дарси, получим v = K ~ = Ki, т. е. скорость потока пропорциональна уклону в первой сте­ пени. При градиенте же i —1 получим v=^K. При этом нужно помнить, что (О есть сечение всего фильт­ рующего грунта, а не живое сечение самого hotoi^ ' ПШтрму 356 ' скорость и не есть истинная скорость движения воды в грунте, а некоторая фиктивная скорость, которую имела бы вода, если бы она при данном расходе двигалась по всему попереч­ ному сечению грунта. Так как К можно принимать численно за количество воды,, фильтрующейся в единицу времени через единицу площади породы, то этот коэффициент можно назвать объемным, или коэффициентом расхода, в отличие от истинного коэффициента скорости, или скоростного. Действительная скорость получится, если мы примем сечение потока равным фсо, где ср представляет некоторую свободную фильтрующую часть единицы площади породы. Эту часть иногда принимают равной пористости по­ роды, выраженной в долях единицы. Такое допущение прибли­ жается к истине лищь для пород крупнозернистых, в которых связанная влага занимает ничтожную долю пористости. В поро­ дах же тяжелых, где содержание связанной влаги велико, она занимает большую долю пористости, в связи с чем ее влияние на величину активной пористости (на что указывал еще Л ебе­ дев) приходится учитывать. В этих случаях величина ср бывает значительно меньше величины пористости. Очевидно, что истинная и фиктивная скорости связаны со­ отношением W=- f Нет никаких оснований сомневаться в том, что движение почвенных вод в общем подчиняется закону Дарси. Существен­ ными особенностями, с которыми здесь нужно считаться, яв­ ляются фильтрационные свойства почвенных толщ. Почвенные толщи, как правило, обладают слоистостью, которая обязана своим происхождением прежде всего процессу почвообразова­ ния. Отдельные почвенные горизонты отличаются друг от друга своим механическим составом, своей структурой и своим сло­ жением. Все эти факторы, по понятным соображениям, сущест­ венно влияют на фильтрационные свойства почвенных горизон­ тов. Поэтому, во-первых, в данной почвенной толще коэффи­ циент фильтрации, как правило, значительно изменяется в пределах немногих дециметров, а иногда даже и сантиметров. Во-вторых, величина коэффициента фильтрации в направлении, перпендикулярном к поверхности почвенной толщи, т. е. к на­ правлению простирания почвенных горизонтов, будет иной, нежели вдоль этих горизонтов. Наблюдения П. В. Родникова (1940) и И. С. Васильева (1950) всецело подтверждают ска­ занное. Говоря о стекающей гравитационной влаге и почвенных во­ дах, мы должны остановиться еще на одном водном свойстве почв и грунтов, называемом в о д о о т д а ч е й . В гидрогеологии 357 под этим термином понимают «способность породы, насыщенной водой, отдавать путем стекания большее или меньшее количе­ ство воды. . . » (Саваренский, 1934). Такое представление можно перенести и на почву. Учитывая, что путем стекания отдается гравитационная влага, мы можем определить в о д о о т д а ч у - п о ч в ы к а к с п о с о б н о с т ь п о с л е д н е й о т д а в а т ь г р а в и т а ц и о н н у ю в л а г у путемстекания. Водоотдача может быть охарактеризована количественно. Величина водоотдачи, отнесенная к какому-либо слою почвы, является величиной переменной, возрастающей до известного предела по мере понижения уровня почвенных, почвенно-грун­ товых или грунтовых вод. Максимальная величина водоотдачиданного слоя, как это было показано еще Е. В. Оппоковым (1901), будет, очевидно, равна разности между величиной ПВ и величиной НВ, так как первая представляет собой то наи­ большее количество влаги, которое может содержаться в почве в целом или в каком-либо ее слое, а вторая характеризует со­ бой то количество влаги, которое остается в почве после сте­ кания всей свободной гравитационной влаги и может длительно в почве удерживаться, независимо от того, смыкается ли толща, обладающая влажностью, равной НВ, с капиллярной каймой или нет. Таким образом, обозначая максимальную величину водоот­ дачи [термин, предложенный Ткачуком. (1949)] через МВО, мы можем написать равенство; МВО = П В - Н В . Однако фактическая величина МВО данного слоя обычно несколько меньше расчетной вследствие того, что полное насы­ щение почвй до величины ПВ в природе, как мы уже знаем, наблюдается не всегда, так как в почвенной толще нередко ■ остается то или иное количество защемленного воздуха.. В этих случаях истинная величина МВО будет меньше расчетной на ту величину объема почвы (если мы все эти величины будем выражать в объемных процентах), которая занята защемлен­ ным воздухом. Обозначая эту последнюю величину символом ОЗВ, можем написать; МВО = П В - Н В ~ ОЗВ. Своей максимальной величины водоотдача данного слоя почвы достигает тогда, когда он, как было только что сказано, переходит из положения под уровнем почвенных, почвенно-грун­ товых или грунтовых вод Б положение над верхней границей капиллярной каймы. Если уровень почвенных вод останавли­ вается где-то в промежуточном положении, т. е. когда данный слой почвы окажется находящимся хотя бы только частично 358 в пределах капиллярной каймы, величина вoдootдaчи из этого, слоя будет меньше и будет, очевидно, равна ВО = П В - К В , где КВ — величина капиллярной влагоемкости данного слоя при данном его положении над зеркалом почвенно-грунтовых или почвенных вод. Чем до большей глубины опустилось зеркало вод, тем меньше вели­ чина КВ и тем ближе будет величина водоотдачи к своему максимальному значению. Ткачук (1949) предлагает вели­ чину такой неполной водо­ отдачи называть коэффициен­ том водоотдачи, с требованием указывать высоту колонны, для которой определяется эта величина. Сказанное можно иллюст­ рировать графической схемой (рис. 10 1), где изображено обычное распределение влаж­ Первоначальный ности в почвенной колонне над I уровень почвеН‘ уровнем почвенных вод. Коли­ ных вод чественные показатели харак­ терны для песчаной колонны. По оси абсцисс отложены ве­ личины влажности в процен­ тах от объема почвы, а по оси ординат — глубины. Возьмем элементарный почвенный слой, находящийся в начальный мо­ мент непосредственно под уровнем почвенных вод в по­ ложении 0. Считая для просто­ Р и с. 101. С оот н ош ен и е 1м е ж д у полн ой , ты рассуждений, что защем­ к ап и л л я р н ой и н аи м ен ь ш ей в л агоем к остям и и в о д о о т д а ч е й (с х е м а ) . ленный воздух отсутствует,-МЫ 'удерж иваю щ аяся в почве, 3 — можем принять объемную 1 — вода, вода, отданная почвой. влажность этого слоя равной 40%. Допустим, что уровень почвенных вод постепенно опуска­ ется и наш элементарный слой почвы оказывается по отношению к уровню почвенных вод поочередно в положениях /, II, III, I V и т. д. Влажность этого слоя по мере опускания капилляр­ ной каймы будет постепенно уменьшаться, так klk будет умень­ шаться его капиллярная влагоемкость, величина которой, как переменная, изображена внизу пунктирной стрелкой. То коли­ чество воды, которое будет при этом вытекать из данного 359 элементарного слоя, т. е..величина его водоотдачи, изображена на рисунке зачерненной частью элементарного слоя; заштрихован­ ная часть соответствует КВ этого слоя при данном, его положе­ нии. Величина водоотдачи, как видно из рисунка, постепенно возрастает — до тех пор, пока наш элементарный почвенный слой не достигнет положения VIII, т.е. не выйдет за пределы капиллярной каймы. Влажность этого слоя упадет в этот мо­ мент до величины НВ, а водоотдача достигнет своей максималь­ ной величины. В соответствии с величинами ПВ и НВ, присущими различ­ ным почвам и грунтам, величины МВО варьируют от 25—30% объема грунта в песках до 3—6% в лёссовидных породах и до­ лей процента в тяжелых глинистых породах. В почвенных толщах, особенно в верхних почвенных гори­ зонтах, вследствие их высокой общей порозности величины МВО могут быть довольно большими. На приводимых ниже рис. 183— 188, на которых в графической форме изображены водные свойства нескольких почв, расчетные величины МВО равны величинам порозности аэрации. В тех случаях, когда данный элементарный слой с самого начала находится над уровнем почвенных или грунтовых вод, но в пределах капиллярной каймы, величина водоотдачи при понижении зеркала почвенных вод будет, вообще говоря, равна B0 = K B i - K B 2 , где KBi и КВг — величины капиллярной влагоемкости данного элементарного слоя до и после понижения зеркала почвенных вод при условии, что этот слой все время остается в пределах капиллярной каймы. Например, если в результате понижения уровня почвенных вод данный элементарный слой из положе­ ния I I на рис. 101 перейдет в положение У, то величина водо­ отдачи ВО будет равна ВО = КВ2-КВ5, где КВг и КВ5, как это видно из рисунка, — капиллярные вла­ гоемкости данного слоя в положении I I я V. Д о сих пор мы говорили о водоотдаче данного элементар­ ного слоя, которая изменяется в зависимости от его положения по отношению к зеркалу вод и к капиллярной кайме. Можно поставить и другой вопрос: какова будет общая, суммарная, водоотдача грунтовой или почвенной толщи при том или ином понижении уровня почвенных или грунтовых вод? Допустим для простоты рассуждений, что мы имеем дело с почвенно-грунто­ вой толщей, однородной по профилю в отношении водных свойств. При этом условии, отвечая на только что поставлен-; ный вопрос, мы можем различать два главных случая. Первый: из них мы будем иметь тогда, когда верхняя граница капилляр360 НОИ каймы в исходном своем положении находится ниже днев­ ной поверхности почвенно-грунтовой толщи. В этом случае при понижении зеркала вод капиллярная кайма будет перемещаться вниз, так сказать, подобно самой себе, т. е. без изменения своей мощности и без изменения распределения влаги в пределах каймы, независимо от ее положения. В этом случае, очевидно, водоотдача будет максимальной и выразится величиной Г(ПВ — НВ) М.ВО= — — -----— см вод. сл., где ПВ и НВ выражены в процентах от объема почвы, а Г — глубина понижения зеркала почвенных вод в сантиметрах. Второй случай мы будем иметь тогда, когда зеркало поч­ венных вод в своем исходном положении находится на глубине меньщей, нежели наибольщая мощность капиллярной каймы. В этом случае величина водоотдачи не будет достигать своего максимального значения вследствие того, что часть влаги будет задерживаться и расходоваться на создание капиллярной каймы. И только после того, как капиллярная кайма оторвется от дневной поверхности, величина водоотдачи достигнет своего максимального значения. ЧАСТЬ II П Е Р Е Д В И Ж Е Н И Е ВЛАГИ В ПОЧВЕ ПОЧВЕННАЯ ВЛАГА И РАСТЕНИЕ Глава VI I ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЙ ПОТЕНЦИАЛ ПОЧВЕННОЙ ВЛАГИ 1. Теория термодинамического потенциала почвенной влаги Из сказанного в предыдущих главах мы знаем, что твердая jчасть почвы обладает способностью при соприкосновении с водой Iобразовывать с ней единую систему, причем вода, поступившая MV' / в почву, удерживается в последней-с,некотор-ай силой. \\ ' f В основе этих явлений лежит совокупность сил^азланлой природы; адсорбционныхух-орбционных. осмотТОШШхУ мениско\ вых, которые, взаимодействуя между собой, и~являются причи­ ной того, что влага, поступившая в почву, может удерживаться в последней против силы тяжести и передвигаться в различных направлениях. Величина этих сил различна. Их высшим пределом являются величины порядка десятка_ть]£яч_ атмосфер,---которьши характе­ ризуются силы адсорбц,аолдой..прйроды в с.ухо.й..дочве. По мере увеличения влажности почвы ^ёЖчина сил уменьшается, при­ ближаясь к нулю в почве, насышенн дй влаю й . Одновременно силы одной категории исчерпываются, затухают и в поведении влаги начинают играть преобладающую роль силы иной катего­ рии. Однако более или менее отчетливо отграничить можно лишь область действия сил адео-рбционных. В других интервалах влаж­ ности лочвы п о в е д е т е влаги ухтравляется часто совместно си­ лами различных категорий, причем в зависимости от ряда допол­ нительных условий (сложения почвы, содержания растворимых солей, температуры и т. д.) преобладание может переходить от одной категории сил к другой даже при одной и той же влажно­ сти. 362 в этом перекрытии областей действия сил различных катего­ рий и заключается, пожалуй, наибольшая трудность трактовки почвенно-гидрологических явлений и их изучения. Последнее всегда направлено на раскрытие сушества явлений, для чего не­ обходимо количественное измерение тех или иных величин, ха­ рактеризующих свойства почвенной влаги при той или иной влажности почвы. При имеющем ж е место перекрытии областей действия сил и явлений разных категорий простое измерение тех или иных величин не дает еще представления о природе дейст­ вующих сил. Учение о потенциале почвенной влаги ведет свое начало с работы Бэкингема (Buckingham, 1907) . Бэкингем ввел представление о к а п и л л я р н о м п о т е н ­ ц и а л е , под которым он понимал ту работу, которую нужно затратить, чтобы извлечь из почвы единицу массы воды. В каче­ стве такой единицы Бэкингем предложил брать 1 сг (санти­ грамм) воды ввиду того, что влажность выражается обычно в процентах от веса почвы, т. е. в сантиграммах на 1 г сухой почвы. Представим себе колонну почвы, которая была полностью на­ сыщена влагой. Избытку влаги дали -стечь. Систему после пре­ кращения стекания можно рассматривать как равновесную. Мы знаем, что в такой колонне содержание влаги снизу вверх будет убывать (см., например, рис. 88). Рассматривая это явление с энергетической точки зрения, можно сказать, что, чем выше над свободной поверхностью воды расположен данный элементарный слой почвенной колонны, тем больше та работа, которая тре­ буется для поднятия в него единицы массы воды. Поэтому воз­ никает вопрос: нельзя ли при равновесном состоянии влаги в ко­ лонне по высоте данного элементарного слоя над свободной по­ верхностью воды судить о присущем ему капиллярном потен­ циале? Решение этого вопроса Бэкингем дал в следующей форме. Пусть капиллярный потенциал почвенной колонны на высоте х равен ll). Переместим небольшое количество воды dm с высоты л: на высоту \x + dx), на которой капиллярный потенциал равен • Полная работа, совершенная против капиллярного потенциала, очевидно, будет равна dm — \ ■^ dx \ d m = / — - ^ d x d m . (1) Так как при этом масса dm передвинулась на расстояние dx против силы тяжести, то совершенная работа равна g d x d m . Поскольку система находится в равновесии, то общая работа при перемещении на бесконечно малое расстояние равна нулю. 363 О тсю да — ^ d x d m + g d x d m == 0, или (2 ) bx Зависимость капиллярного потенциала от влажности, которая в свою очередь является функцией высоты х, может быть выра­ жена так: oil^ _ g (3) Ьт 6х Ьт ■-g от Ьт/Ьх ' П оверхност ь почвы 10 14 18 22 26 30 34 39 40 В л а ж н о с т ь п очвы % Рис. 102. Зависимость величины капилляр­ ного потенциала от влажности почвы (по Бэкингему). I — песчан исты й су глин ок Н о р ф ол к, 2 — суглинок Л ео н ар д то у н , 3 — гЛина С есиль. Следовательно, изменение величины капиллярного потен­ циала в зависимости от содержания влаги равно постоянной ве­ личине g, деленной на градиент влажности по высоте. Интегрируя уравнение 8х Ьт И учитывая при этом, что, согласно определению, il) = 0, если х = 0, получаем <3^= g x , (4) т. е. капиллярный потенциал элементарного слоя почвы прямо пропорционален его высоте над свободной поверхностью воды, находящейся в равновесии с влагой, равновесно распределенной в почвенной колонне. 3'64 Бэкингем, пользуясь этим методом, провел ряд исследований зависимости капиллярного потенциала от влажности почвы, опре­ деляя распределение влажности в колоннах в состоянии равно­ весия. Его данные, относящиеся к трем почвам, представлены на рис. 102. Из него нетрудно видеть, что, чем легче механиче­ ский состав, тем меньше величина капиллярного потенциала при той же влажности. Выражая величину капиллярного потенци­ ала в сантиметрах водяного столба, мы видим, например, что при влажности, равной 18%, величина капиллярного потенциала пес­ чанистого суглинка Норфольк составляет 25 см, а более тяже­ лого суглинка Леонардтоун— -около 100 см. Идея БэкинГема (одновременно высказанная независимо от него также Н. Е. Жуковским, 1907) характеризовать состояние влаги в почве с помощью одного обобщенного энергетического показателя — «капиллярного потенциала» — получила свое даль­ нейшее развитие в работах В. Г. Корнева (1924), Гарднера (Gardner, 1920), Гарднера, Израельсена, Эдлефсена и Клайда (Gardner, Israelsen, Edlefsen and Clyde, 1922), Ричардса (Ri­ chards, 1928), Скофильда (Schofield, 1935), Эдлефсена и Андер­ сона (Edlefsen and Anderson, 1943), Дэя (Day, 1942), Гарднера и Шателена (Gardner and Chatelain, 1946), Чайльдса и Джорджа (Childs and George, 1948) Робинса (Robins, 1952), Гарднера, Гарднера и Гарднера (Gardner, Gardner and Gardner, 1951), Бэб­ кока и Оверстрита (Babcock and Overstreet, 1955, 1957a, 1957b), Болта и Миллера (Bolt and Miller, 1958), Филипа (Philip, 1960), Гарднера (Gardner, I960),: Болта и Фрисселя (Bolt and Frissel, I960), Коллис-Джорджа (Collis-George, 1961), Лоу (Low, 1961), Кори и Кемпера (Corey and Kemper, 1961), Бэбкока (Babcock, 1963), Аллэра и Бальди (Hallaire et Baldy, 1963), И. И. Судницьша (1964a) и ряда других исследователей. В поисках функции, с помощью которой можно было бы оха­ рактеризовать энергетическое состояние влаги в такой сложной, многофазной и многокомпонентной системе, какой является поч­ ва, мысль исследователей, естественно, обратилась к функции, предложенной Гиббсом и называемой парциальной свободной удельной энергией или,^^1 наче, термодшаШлескиЖ-ДОтенциалом Эта функция позволяет'Ъха'р^актерйзовать и количественно оце­ нить в одних и тех же_ единицах работы участие сил различной природы в отдельности (частньгё потенциалы), а' также и их сумму (полный потенциал). В перечисленных работах и разви­ вается учение о т е р м о д и н а м и ч е с к о м п о т е н ц и а л е ...... . п о ч в е н н о й влаг и: ' Как' известно, абсолютная величина парциальной удельной свободной энергии f определяется уравнением: f = e - j - P v — Ts = h — Ts, (5) где е — внутренняя энергия вещества, Р — ^давление, v — объем 365 вещества, Т — абсолютная температура, s — энтропия, h — эн­ тальпия («теплосодержание»). Свободная энергия и все остальные члены в этом уравнении выражаются в единицах работы (в системе CGS — в эргах) и относятся к единице массы вещества. Однако пользоваться абсолютными величинами свободной энергии (измеряемыми при абсолютном нуле) неудобно. Поэтому принято пользоваться величинами просто «свободной энергии» Af, понимая под этим разность между абсолютной свободной энер­ гией данного вещества при тех или иных условиях (для которых и определяется его свободная энергия) и абсолютной свободной энергией того же вещества, находящегося при некоторых усло­ виях, которые условно принимаются за нулевые. Для интересующей нас почвенной влаги за такой условный нуль принято-считать, чистую жид^кую воду при Л° С и давлении / в 1 атм.7 находящуюся на определенном условном нуле­ вом высотном уровне. За последний-чаще всего принимают уро­ вень грунтовых вод в момент наблюдения или при длительных исследованиях — наибольшую'^зможную в данной точке глу­ бину уровня грунтовых вод. Абсолютная величина свободной энергии такой воды равна— 1,5985 эрг/г. Таким образом, свободная энергия воды Af при любых усло­ виях будет всегда представлять собой разность между ее абсо­ лютной свободной энергией и только .4TO„yj$;a3aHHo Наличие такого условного уровня очень удобно, так^как величину свободной энергии почве'нной влаги при тех или иных условиях можно определять путем измерения таких параметров, как тем­ пература замерзания почвенной влаги или давление равновесного пара, сопоставляя ЭТИ параметры с соответствующими парамет­ рами свободной чистой воды, , .. Термодинамика почвенной влаги впервые фундаментально была разработана Эдлефсеном и Андерсоном (Edlefsen and An­ derson, 1943). Важнейшими свойствами свободной энергии являются сле­ дующие. 1. В системе, состоящей из нескольких фаз одного и того же вещества и находящейся в равновесии, свободная энергия всех фаз одинакова. Например, если мы имеем систему из льда, жид­ кой воды и водяного пара при 0°С (условие равновесности си­ стемы) , то свободная энергия всех трех компонентов будет оди­ накова. 2. Всякий спонтанно происходящий процесс сопровождается уменьшением свободной энергии системы. 3. С повышением температуры свободная энергия уменьшает­ ся. При постоянном давлении это уменьшение подчиняется урав­ нению й ?/ = 366 ■ s d T . (6 ) 4. С увеличением осмотического давления раствора его сво­ бодная энергия уменьшается согласно уравнению / <?/ (7) дРп где V — удельный объем влаги, равный единице. Поэтому чис­ ленно при постоянном Т д / = -дРд, (8) 5. С увеличением гидростатического давления свободная энер­ гия возрастает по уравнению дР = V. (9) Ввиду того что V = l, это уравнение превращается в d f^d P (10) (при постоянном Г). 6. при движении частицы воды в силовом поле ее свободная энергия' возрастает, если она движется против силового поля, и убывает, если она движется в направлении поля, согласно урав­ нению d f dl = - к . (11) где К — величина силы', а I — отрезок пути, пройденный частицей. 7. В неравновесной системе влага движете^ от тотелс-с-большей величиной свободной энергии к точкам с мёньшей ее вели­ чиной. " 8. Очень важной является зависимость Д / = /? Г 1 п ^ , (12) где Р — давление водяного пара почвенной влаги в интересую­ щих нас условиях, а Ро — давление водяного пара чистой воды при тех же температуре и давлении. Важность этой зависимости определяется тем, что в силу равенства величин свободной энер­ гии. в равновесной многофазной системе можно, определив Р, найти свободную энергию по этому уравнению для всех фаз системы. Суммарная свободная энергия почвенной влаги слагается, по Эдлефсону и Андерсону (1943), из четырех членов: ^ f s T = R T In = д / . . + Д/р. + Д Л, + д/^.,; (13) индекс S указывает, что уравнение относится к свободной энер­ гии почвенной влаги, индекс Т — что уравнение относится к тем­ пературе, при которой определяется свободная энергия. 367 в правой части уравнения стоят четыре слагаемых, обуслов­ ленных следующими факторами; A f„ — поверхностным натяже­ нием и радиусом кривизны поверхности мениска; Afps — гидро­ статическим давлением; Afos — осмотическим давлением, т. е. присутствием в почвенной влаге растворенных веществ; Afps — нахождением влаги в адсорбционном силовом поле, исходящем от твердых частиц почвы. Первый и третий из этих членов особых разъяснений не тре­ буют. Второй член (Afps), согласно разъяснениям авторов (стр. 271), охватывает «... гидростатическое давление влаги, прилегающей к поверхности почвенной частицы, и создаваемое адсорбцион­ ными силами, окружающими частицу (но за исключением дав­ ления, обязанного поверхностному натяжению и радиусу кри­ визны поверхности раздела вода— воздух), а также любое другое давление, передающееся от внешних источников». Четвертый член (Afps)' представляет собой «... свободную энергию, присущую влаге и обусловленную ее нахождением в ад­ сорбционном поле, окружающем почвенную частицу, а равным образом и в гравитационном поле Земли». Такая характеристика этих двух членов вызывает недоумение. Говоря о втором члене, следует отметить, во-первых, что влага, находящаяся в адсорбционном слое (прочно связанная, по нашей терминологии), обладает повышенной плотностью и, по-види­ мому, строением, отличным от строения обычной свободной воды. Поэтому суммировать давление, развиваемое адсорбционными силами, с давлением, создаваемым внешними силами, нельзя. Вовторых, представление о слое влаги, прилегающем к поверхности частиц, которым пользуются авторы, очень примитивно. Оно иг­ норирует существование двойного слоя, существование обменных катионов и т. д. На эту примитивность особое внимание обратили Бэбкок и Оверстрит (Babcock and Overstreet, 1957а) и Болт и Миллер (Bolt and Miller, 1958), взгляды которых были поддер­ жаны и Гарднером (Gardner, 1960). Что же касается четвертого члена уравнения (Afps), то непо­ нятным является объединение в нем действия адсорбционных сил и силы тяжести. Сила тяжести, очевидно, исчерпывается вто­ рым членом, который обусловлен «гидростатическим давлением». Тогда четвертый член будет характеризовать действие только адсорбционных сил. Но во всяком случае нельзя объединять в од­ ном члене внутренние силы (адсорбция) и внешние (сила тяже­ сти) . Дальнейшее развитие вопроса о свободной удельной парци­ альной энергии почвенной влаги в трудах авторов, перечисленных выше, привело к разработке нескольких видов основных урав­ нений. Сравнительный анализ этих уравнений дан в работе Болта и Фрисселя (Bolt and Frissel, 1960), которые говорят, что отсут­ 368 ствие единообразия в этих уравнениях является скорее внешним и выявляется больше в их форме, нежели во внутреннем содержа­ нии. Эти уравнения основаны на двух главных подходах. Один из них трактует почвенную влагу как одну из фаз трехфазной системы: твердые частицы почвы — почвенный раствор — почвен­ ный воздух. Второй подход основан на взгляде на почву как на однофазную систему, в которой почвенная влага является лишь одним из компонентов. Первый из этих подходов, как указывают Болт и Фриссель (1960) и Бэбкок (1963), имеет ряд преимуш;еств и именно им пользовались большинство исследователей. Обоб­ щая выведенные последними уравнения, Ю1 я изотермичестх условий может быть предложено следующее уравнение свободной удельной парциальной энергии (иначе, термодинамического по­ тенциала) почвенной влаги в дифференциальной форме (Болт и Фриссель, 1960): d O j = V dPg + ^ d p ~ \ - d a - \ - d W a - \ - d w Q - ^ M g d h , (14) где G — свободная удельная парциальная энерги^или полный термодинамический потенциал почвенной влаги, 1/ — удельный объем почвенной влаги, Ре — внешнее давление, р — менисковое давление, а — член, характеризующий участие сорбционных сил, источником которых является поверхность частиц, Wa — доля ос­ мотического давления, создаваемая обменными катионами, Wq— доля осмотического давления, создаваемая солями, содержащи­ мися в почвенном растворе, М — молекулярный вес воды, g — ускорение силы тяжести, h — высота над условным уровнем срав­ нения. Из числа этих членов первый и последний являются внешними по отношению к почве. Сумма членов Vdp + da+ dw ^ = VdP, (15) представляет собой не что иное, как «натяжение почвенной вла­ ги» или «всасывающее давд£ние_цочвы» (ВД), которое в англоамериканской литературе именуется tension или suction. Вели­ чина ВД может быть измерена с помощью тензиометров. Теперь величина молярной свободной парциальной энергии почвенной влаги в изотермических условиях может быть охарак­ теризована следующим уравнением: dOr = d W o ^ M g d h - ] - V d P s + V d P ,. (16) Из этого уравнения видно, что полный термодинамический по­ тенциал почвенной влаги является суммой четырех частных по­ тенциалов: осмотического, гравитационного, каркасного и пнев­ матического. Практическое применение этого уравнения, кроме отсутствия в почве температурных градиентов, молчаливо подразумевает 24 Заказ № 405 ''............ ........................ '" 369 I еще отсутствие гистерезиса и игнорирует присутствие в почвен­ ной влаге пузырьков защемленного воздуха (Бэбкок, 1963). Эти пузырьки, как было показано Пеком (Реек, 1964), сущест­ венно влияют на величину ВД, поскольку их объем и давление изменяются с изменением температуры и внешнего давления. При измерении ВД с помощью тензиометров их влияние учиты­ вается. Но их присутствие искажает результаты при нахождении зависимости, между влажностью и ВД с помощью пресс-пласти-' нок и мембранного пресса в силу того, что истинное давление в почве оказывается ниже, чем заданное в приборе. * Рассмотрим несколько подробнее величины, входящие в по­ следнее уравнение, пользуясь теми определениями, которые были даны полному и частным потенциалам почвенной влаги комис­ сией по разработке терминов почвенной физики, избранной на v n Международном почвоведческом конгрессе (см. Бюллетень Международного общества почвоведов, JMb 23,1963). Постановление этой комиссии содержит в себе определения полного и частных потенциалов, которые мы и приведем полно­ стью, поскольку они в настоящее время получили международ­ ную апробацию. 1. Полный потенциал почвенной влаги — работа, которая дол­ жна быть затрачена (в расчете на 1 г чистой воды) для того, чтобы обр;9 тимр ,и изотермически перенести в заданную точку почвы бесконечно малВё'колада:»валШ1 ы из объема чистой воды, находящегося при атмосферном давлении и на условном высот­ ном уровне сравнения. 2. Частные потенциалы. A. О с м о т и ч е с к и й п о т е н ц и а л — работа, которая дол­ жна быть затрачена (в расчете на 1 г чистой воды) для того, чтобы обратимо и изотермически перенести бесконеч^н<з малое количество воды из"ббъема чистой" воды, находящегося при атмо­ сферном давлении на условном высотном уровне сравнения, в объем, содержащий раствор, тождественный по составу с поч­ венным раствором (в заданной точке),.но во всех остальных отно­ шениях тождественный с объемом, взятым для сравнения. Б. Г р а в и т а ц и о н н ы й п о т е н ц и а л — работа, которая должна быть затрачена (в расчете на 1 г чистой воды) для того, чтобы обратимо и изотермически перенести бесконечно малое количество воды из объема, содержащего раствор, тождествен­ ный по составу с почвенным раствором, и находящегося на-услов­ ном высотном уровне сравнения при атмосферном давлении, в по­ добный же объем, находящийся на высотном уровне заданной точки в почве. B. К а р к а с н ы й ( или к а п и л л я р н ы й ) п о т е н ц и а л — работа, которая должна быть затрачена (в расчете на 1 г чистой воды) для того, чтобы обратимо и изотермически перенести бес­ конечно малое количество воды из объема, содержащего раствор, 370 . ' тождественный по составу с почвенным раствором, и находя­ щегося на том же высотном уровне и при том же внешнем газо­ вом давлении, что и в заданной точке в почве, в почвенную влагу в этой точке. Г. П о т е н ц и а л в н е ш н е г о г а з о в о г о д а в л е н и я ( и л и п н е в м а т и ч е с к и й п о т е н ц и а л ) . Этот потенциал приходится принимать во внимание только в тех случаях, когда давление внешнего газа отличается от атмосферного, как, напри­ мер, в мембранном прессе....... ... ... ..... Первые три потенциала особых комментарий не требуют. Четвертый, каркасный (или капиллярный) потенциал на анг­ лийском языке звучит как matric potential. Этот термин был пред­ ложен в 1958 г. Маршаллом (Marschall, 19586). Он характеризует количественно все явления взаимодействия между почвенной вла­ гой и твердой частью почвы (ее «каркасом» — matrix) яв­ ления сорбционные и менисковые. Синоним «капиллярный» вве­ ден для того, чтобы подчеркнуть историческую связь между «каркасным» потенциалом и прежним «капиллярным», ведущим свое происхождение от работы Бэкингема, но впоследствии при­ менявшимся в более расширенном значении, охватывавшем не только менисковые, но и сорбционные явления. Этот потенциал мы будем называть к а п и ^ л я р н о - с о р б ц и о н н ы м (сокра­ щенно символом КСП) Что касается «пневматического» потенциала, то, как уже ска­ зано выше, им приходится пользоваться только в условиях экс­ перимента, когда поведение почвенной влаги исследуется в усло­ виях давления иного, чем атмосферное, как, например, в мем­ бранном прессе. Однако и в природе, видимо, возможны случаи, когда пневматический потенциал должен приниматься во внима- г ние. При концентрированном выпадении осадков нередки случаи,' когда воздух, находящийся в почве, защемляется и сдавливается влагой, насыщающей верхние слои почвы. Такой сжатый воздух оказывает заметное влияние на поведение почвенной влаги, как это было, например, показано нами (Роде, 1950а). Потенциал есть работа. Поэтому его размерность равна а измеряться он может в эргах или джоулях с отнесением соот­ ветственно к 1 г или 1 кг почвы. Указанные определения полного и частных потенциалов сфор­ мулированы в предположении посхоянств_ад1бдз.ема (изохорности) и температуры Сизотержичности) системы. I Тэйлор и Стьюарт (Taylor and Stewart, 1960) эксперймен- I тально’ показали, что потенциал почвенной влаги с повышением температуры увеличидаетса-(-ал-г.еб,раически), причем чем меньше влажность" no4Bg,~j.eM это увеличение ^больцдеТ Кроме того, теми же исследователями было показано, чтО"И'''днтропия почвенной влаги одновременно возрастает. А так как этропия почвенной влаги иМер'яётся' по-етн©ш£щш.--К энтропии чистой воды, то ска24* 371 Г' занное означает, что степень упорядоченности в расположении молекул воды в почвенной влаге с повышением температуры (по сравнению с чистой водой) увеличивается. Объемный бес. г / см ^ Р и с. 103. В л и я н и е п лотн ости почвы на в ел и ­ чину к ап и л л я р н о -со р б ц и о н н о го п отен ц и ал а при р а зн о й т ем п ер а т у р е и в л а ж н о ст и . С углинок М ильвиль (п о Б о к су и Т э й л о р у ), а — при в л аж н о сти почвы 19%, б — п ри вл аж н ости почвы 17,2%; а — при в л аж н о сти почвы 15,5%; 1 — t= = 10°, 2 — £=25°, 3 — ^=.40°. Увеличение каркасного потенциала с повышением темпера­ туры, а также с увеличением ОВ было установлено эксперимен­ тальным путем Боксом и Тэйлором (Box and Taylor, 1962). Такое возрастание потенциала наблюдается начиная с ОВ, равного 1,5. При высокой влажности это возрастание, как можно видеть из рис. 103 а, невелико. С понижением же влажности (рис. 103, б, б) 372 оно усиливается. На этих же рисунках показано, что повыше­ ние температуры влечет за собой увеличение каркасного потен­ циала, которое особенно заметно при температуре 40° и при ОВ,. превышающем 1,5. В почве, насыщенной влагой^_не„содержащей.сол.ей,_по^г,енциал почвенной влаги.р,авсн.-нулю. По мере иссушения почвы потенциаТГв'озрастает по абсолютной величине, но приобретает от­ рицательное значение, т..__е. алгебраически^уменьщается. Одно­ временно по мере иссушения почва приобретает способность при соприкосновении с чистой водой. поглощать ее или всасывать в себя. Такая способность была впервые установлена Корневым (1924) и получила название сосущей силы (английское suction) почвы. Корневым же был предложен и метод определения величины сосущей силы. Этот метод заключается в том, что в почву плотна вводится сосуд из тонкопористой обожженной глины (сходный со свечей Чемберлена). Сосуд наполняется водой и соединяется с ртутным манометром. Почва в состоянии ненасыщенности вла­ гой начинает всасывать воду из сосуда, в результате чего в мано­ метре создается отрицательное давление, которое при наступле­ нии равновесия уравновешивает собой сосущую силу почвы. От­ счет по манометру в этот момент и дает величину этой силы, или, точнее, в с а с ы в а ю щ е г о д а в л е н и я п о ч в ы . Этот прибор автором был назван «Гигросорбант». Поскольку стенка пористого сосуда проницаема и для воды, и для солей, очевидно, что описанным способом можно измерить только каркасную долю всасывающего давления, т. е. ту, которая обусловлена взаимодействием влаги с твердой частью почвы, т. е. менисковыми и сорбционнБГМи силами-.- "(На' английском языке этой доле соответствует термин tension, который на русский язык может быть переведен как «натяженность». В уравнении (15) эта величина обозначена через Ps- Если бы стенки сосуда были полу­ проницаемыми, т. е. проницаемыми для воды, но непроницаемыми для солей, то отсчет по манометру давал бы полную величину всасывающего давления, создаваемого как за счет взаимодей­ ствия почвенной влаги с твердой частью почвы,, так и за счет осмотического давления почвенного раствора, обусловленного взаимодействием влаги с растворенными в ней солями. (В ан­ глийском языке этой полной величине всасывающего давления соответствует термин stress, который на русский язык может быть переведен как «напряженность».) К большому сожалению, такого прибора с полупроницаемыми стенками не существует. Поэтому, когда возникает необходимость измерения полной на­ пряженности почвенной влаги, приходится измерять отдельно каркасное всасывающее давление и осмотическое давление поч­ венного раствора. Сумма этих двух величин и дает величину пол­ ного всасывающего давления, или напряженности почвенной 373 влаги. Впрочем, эту величину можно получить и иными методами, например путем измерения упругости водяного пара, находяще­ гося в равновесии с влажной почвой, напряженность влаги в ко­ торой мы хотим измерить, либо путем измерения температуры замерзания почвенной влаги. Величиной полной напряженности почвенной влаги приходится пользоваться сравнительно редко. Поэтому мы будем называть просто всасывающим давлением • его каркасную полю, обозначая ее символом ВД. Тензйбметрические сосуды наполняются обычно чистой водой, в то время как в почве всегда находится раствор той или иной концентрации. Этот факт понижает точность работы тензиомет­ ров. Вода отсасывается почвой из тензиометров не только за счет действия сорбционных и менисковых сил, но и вследствие разно­ сти осмотических давлений. Однако одновременно возникает диффузия солей из почвенного раствора в тензиометр, которая постепенно погашает ту долю всасывающего давления, которая обязана своим происхождением разности осмотических давле­ ний. Однако в силу медленности диффузии равновесие устанав­ ливается весьма медленно. В почве, не насыщенной влагой, всасывающее давление все­ гда отрицательно, так как оно измеряется тем манометрическим противодавлением, которое уравновешивает собой стремление почвы всосать в себя влагу. В почвенно-грунтовой толще на уров­ не грунтовых вод всасывающее давление равно нулю, а в более глубоких слоях оно переходит в полойтелкноетндр'остатическое f; давление, измеряемое глубиной данной точки под уровнем грунI товых вод. ' Каркасное и осмотическое всасывающее давления эквива­ лентны соответствующим частным потенциалам. При этом раз­ мерность давления а размерность потенциала От­ ношение размерностей давления и потенциала (Ж 1 -Т -2 ): ^ Z3 ; Д..Т. е. соответствует плотности воды. Следовательно, ■ . ь I всасывающее давление = (плотность воды X потенциал). А так как плотность воды мы без существенной погрешности можем считать равной единице, то потенциалы почвенной влаги, как полный, так и частные, выраженные в эрг/г, } ; ч и с л е н н о равны соответствующим величинам всасывающих vJ V давлений^ выраженных ^_барах, и мы можем в наших расчетах j"'* оперировать величинами давлений, физетески более наглядными. Кроме того, измеряя величины поте1щ1Шюв71лГнепосредственно чаще всего измеряем именно давления (как, например, в упомянутом выше приборе Корнева). 374 Единицей измерения давления в системе CGS является бар' (дина/см^). Кроме того, давление может измеряться в сантиметрах водяного столба, миллиметрах ртутного столба, атмосферах. Соотно­ шение между этими единицами таково: б а р = д и н а /с м 2 ; сан тим етр в о д я н о го ст о л б а = 1 г /с м ^ = 9 8 0 бар; м иллим етр р т утн ого с т о л б а = 1 ,3 5 г /с м 2 = 1 3 1 3 бар; а т м о сф ер а ф и з и ч е с к а я = 1 0 3 3 г /с м 2 = 1 0 1 340 бар; а т м о сф ер а т е х н и ч е с к а я = 1 к г /с м ^ = 9 8 0 ООО бар . Развитие учения о потенциале почвенной влаги, обеспечиваю- ' щего возможность количественной характеристики энергетиче­ ского состояния почвенной влаги, а на этой основе и объективной качественной характеристики ее свойств, явилось, несомненно, огромным прогрессом в разработке вопросов гидрологии почв. В этом мы убедимся еще более в главе V III, когда будем зна­ комиться с закономерностями передвижения влаги в почве. Но вместе с тем нельзя не остановиться и на другой стороне вопроса. Возможность обобщенной количественной характери­ стики энергетического состояния почвенной влаги путем хотя бы легко осуществляемого изме]^ения величины всасывающего дав­ ления породила тенденцию к молчаливой замене изучения суще­ ства явлений, возникающих между твердой и жидкой фазами почвы, простым измерением потенциала почвенной влаги. Такая тенденция, превращающая мощное орудие исследования в его тормоз, не может считаться прогрессивной. Мы ни на минуту не должны забывать о том, что почва не просто изотропная пори­ стая среда (porous medium, как она нередко именуется в работах зарубежных исследователей). Почва — это сложное, «живое» (в буквальном и переносном значении этого слова) тело, как правило, анизотропное. Ее анизотропность, в частности, выра­ жается в том, что одно и то же явление, например водоудержи­ вающая способность, может иметь разную природу в различных горизонтах одной и той же почвы. Разница в гранулометрическом составе между почвами или даже горизонтами одной и той же почвы нередко порождает раз­ личия не только количественного порядка, но и качественного. Гистерезис, который в настоящее время при термодинамической трактовке почвенно-гидрологических явлений обычно сознатель­ но исключается из учета (например, в новейшей работе Бэбкока ' В м етео р о л о ги и у п о т р еб л я ет ся д р у г а я ед и н и ц а с тем ж е н азв а н и ем бар , но Б 10® р а з бо л ь ш а я , т. е. р авн ая 10® дин/см ^, ты ся ч н ая е е д о л я — м и л ли бар — р авн а 10® дин/см^. В и н остр ан н ой л и т ер а т у р е и д л я и зм ер ен и я в са сы в а ю щ его * д а в л ен и я почвы н ер ед к о т о ж е у п о т р еб л я ет ся и м ен н о э т о т м етеор ол оги ч еск и й бар. 375 о термодинамике почвенной влаги, 1963), представляет собой яв­ ление огромной важности не только в теоретическом отношении,, но и при решении вполне практических задач, как, например, задачи борьбы с непродук­ тивным физическим испаре­ нием почвенной влаги. Поэтому, используя и развивая учение о термоди­ намическом потенциале и во­ обще о термодинамике поч­ венной влаги, мы всегда и везде на первый план долж­ ны выдвигать задачу позна­ ния существа природы изу­ чаемых явлений, не отгора­ живаясь от этого существа математическими символа­ ми и уравнениями, а исполь­ зуя их для его познания. 2. Методы измерения потен­ циала почвенной влаги Развитие учения о потен­ циале почвенной влаги по­ влекло за собой разработку методов измерения потен­ циала, более совершенных, чем метод Бэкингема, при­ менимость которого ограни­ чивалась мощностью капил­ лярной каймы. К числу таких методов относятся прежде всего так называе­ мые капилляриметры. раз­ Р и с. 104. В а к у у м -к ап и л л я р и м ет р С екера ных систем, позволяющие [по Д о л г о в у (1 9 4 8 а )]. находить зависимость меж­ 1 — п очва, 2 — слой тонкого п еска, 3 — м ем ­ ду влажностью почвы и ее б р а н а и з тонкопори стого с т ек л а , ж гу т, 5 — бю ретка. всасывающим давлением. Первым капилляриметром, по сути дела, был упомянутый выше прибор Корнева. Огромным достоинством прибора было то, что с его помощью всасывающее давление в почве можно было измерять в естественных условиях залегания последней. Это позволило Корневу найти и практиче­ ское применение для своего прибора в подземном орошении. За последние годы модифицированный прибор Корнева получил ши­ рочайшее распространение в Америке и других странах в виде 376 так называемых тензиометров — приборов для измерения всасы­ вающего давления в почве в полевой обстановке. Более совершенные капилляриметры, но Д л я работы в лабора­ торной обстановке, были предложены рядом исследователей. Мы кратко остановимся на капилляриметре Секера в модификации Долгова. Такой капилляриметр изображен на рис. 104, который мы заимствуем из работы Долгова (1948а). Существенной ча­ стью прибора являются воронки с мембраной из тонкопористого стекла 3. Эти воронки помещаются над бюретками 5. Вся систе­ ма присоединяется к насосу и в нее включается ртутный мано­ метр, позволяющий измерять величину давления в системе. Сущность работы капилляриметра заключается в следующем. На поверхность тонкопористой мембраны помещают навеску поч­ вы /, избыточно увлажненную водой. Избытку воды дают стечь. Для облегчения стекания и удаления капель к нижней поверхно­ сти мембраны подводят изображенный на рис. 104 жгут 4 из фильтровальной бумаги. По окончании стекания отмечают уро­ вень воды в бюретках. Затем в системе при помощи насоса соз­ дают определенное разрежение, величина которого измеряется манометром. Благодаря создавшейся разности давлений некото­ рая часть воды вытекает из почвы. Это стекание прекращается в тот момент, когда всась1ваюш_ее давление почвы уравновесит разность дяЁдений. Вытекшее количество воды определяют путем отсчета на бюретке 5. После этого создают новое, более сильное разрежение. Из почвы вытекает еще некоторое количество воды; стекание опять прекращается в тот момент, когда всасывающее давление почвы, возрастающее по мере обезвоживания, сде­ лается равным разности давлений. Количество вытекшей влаги снова замеряется. Опыт продолжается так же до тех пор, пока разность давлений не достигнет предельной величины, равной 1 атм. Практически последнее никогд-а непдое^н'ветслтгбпыт за"Тсанчивается при давлении, равном 60— 70 см рт. ст. Определив после этого количество влаги, оставшееся в почве,, и суммируя его с количеством влаги, вытекшим в бюретку, мы узнаем общее количество влаги, первоначально содержавшееся в почве при разности давлений, равной нулю. Затем мы можем подсчитать содержание влаги, остававшееся в почве при каждой, разности давлений, и построить кривую зависимости между вса­ сывающим давлением (или величиной капиллярного потенци­ ала) и соответствующими величинами влажности почвы. На рис. 105 приводятся несколько таких кривых, составлен­ ных нами по данным Долгова (1948а, табл. 35). На этом же принципе основан прибор Ричардса (Richards, Fireman, 1943)— так называемая пресс-пластинка. Все перечисленные выше приборы позволяют работать в диа­ пазоне давлений от О до 0,8— 0,9 атм. Для давлений более высо­ ких Ричардс (Richards, 1952) предложил так называемый 377 мембранный пресс, с помощью которого исследования можно вести в диапазоне от Одо 25 атм. Всасывающее давление в диапазоне О— 30 атм. можно изме­ рять также и криоскопическим методом — по величине пониже­ ния температуры замерзания почвенной влаги. Однако этот ме­ тод встречает серьезные возражения как с теоретической, так и G практической стороны (Болт и Фриссель, 1960). Для еще более высоких давлений был предложен метод цент­ рифуги. Последняя применялась для изучения свойств почвенной влаги Лебедевым, а также американскими исследователями. Для Р и с. 105. И зм ен ен и е в л а ж н о ст и почв в за в и си м о ст и о т д а в л ен и я о т с а ­ сы ван ия (п о дан н ы м Д о л г о в а ). 1 — п ы л еваты й суглин ок, 2 — лёсс, 3 — серозем , 4 — серозем ан д и ж ан ски й . определения всасывающего давления почвы применение центрифуги было предложено Гарднером (Gardner, 1920) и осущест­ влено Скофильдом (Schofield, 1935). Однако в формуле послед­ него обнаружилась погрешность, на которую указал Долгов (1948а). После внесения Долговым исправлений формула для вычисления давления, с которым влага удерживается в центри­ фугируемой почве, имеет следую1ций вид: и 2 ■ 3002 ’ П7'1 где Я — искомое давление в сантиметрах водяного столба, h — толщина слоя почвы в стаканчике центрифуги в сантиметрах, N — число оборотов центрифуги в минуту, г — радиус вращения почвенного образца в сантиметрах, измеряемый от оси центри­ фуги до середины толщины слоя почвы. Интервал влажности, в пределах которого всасывающее дав­ ление почвы можно определять при помощи центрифуги, зависит главным образом от числа оборотов последней. Долгову, рабо­ тавшему с центрифугой Лебедева, удавалось измерять ВД в пре­ делах от 200 до 10 ООО см вод. ст., т. е. от 0,2 до 10 атм. 378 Для определения величин всасывающих давлений, превыщающих те величины, которые могут быть определены при помощи центрифуги, было предложено пользоваться методом упругости водяных паров. Из главы П1 мы знаем, что влажность почвы в пределах от нуля до величины МГ зависит от относительной упругости водяного пара, с которым почва находится в равнове­ сии. Можно сказать, что атмосфера, не насыщенная водяным па­ ром, обладает как бы определенной силой, стремящейся извлечь из почвы влагу. В состоянии равновесия эта сила будет экви­ валентна всасывающему давлению почвы при данной равновес­ ной влажности. Это давление можно вычислить, зная относитель­ ную влажность воздуха и температуру. Этот метод был предло­ жен Томасом (Thomas, 1921), а позднее использован Скофильдом (Schofield, 1935). Всасывающее давление при этом вычисляется по следующей формуле: где Я — искомое давление в см водяного столба, R — газовая по­ стоянная, равная 8,315-10'' эргмолей, Т — абсолютная темпера­ тура, М — молекулярный вес воды, равный 18,02, g — ускорение силы тяжести, равное 981 см/сек.^, /г — относительная влажность воздуха. Вставив в формулу постоянные величины и заменяя натураль­ ные логарифмы десятичными, для температуры 20° С получаем Я = = 3,18- 1 0 4 g ( - i^ ) . (19) Различная упругость водяного пара может создаваться раз­ личными солями, взятыми в форме насыщенных растворов или в твердом виде. Помещая эти растворы или твердые соли в экси­ каторы и выдерживая над ними навески ночвы до установления постоянного веса, можно найти величины влажности почвы, рав­ новесные по отношению к данной относительной упругости водя­ ного пара. Вычислив по вышеприведенной формуле величины всасывающих давлений, можно в этом случае составить кривые зависимости между величинами влажности почвы и соответст­ вующими величинами давлений. Этот метод позволяет измерять всасывающее давление в интервале примерно от 30 ООО- до, 1 ОООООО см вод. ст., т. е. от 30 до 1000 атм. 3. Логарифм свободной энергии pF почвенной влаги и его соотношение с водно-физическими «константами» почв Применяя, таким образом, различные методы, можно изме­ рять всасывающее давление почвы при любых ее влажностях’ начиная от полного насыщения, когда,,ДлШдеци£равно нулю, и 379 кончая почти сухой почвой, когда оно приближается к ГО^ см вод. ст., или WjlTM. Так как оперировать с величинами, лежащими в таком огром­ ном интервале, неудобно, Скофильд (1935) предложил заменить эти величины их логарифмами подобно тому, как это делается при измерении концентрации водородных ионов. Как было уже указано выше, всасывающее давление можно рассматривать как величину свобода9 Й...^нер.гйи данной почвы, выраженную в единицах давления, т. е. в сантиметрах водяного столба. Обозначив -^своБоднуЮ энергию символом F, Скофильд предложил логарифм этой величины обозначать символом pF, аналогично pH. Так как F измеряется в сантиметрах водяного столба, то, следовательно, 1 атм. (1033 см вод. ст.) соответствует pF, равному 3. При уменьшении влажности почвы до нуля вели­ чина pF стремится к своему верхнему пределу, равному при­ мерно 7, что соответствует 10^ атм. На рис. 106 мы приводим пример графического выражения зависимости между влажностью почвы и ее pF, заимствуя его из работы Скофильда (1935, рис. 3). Рисунок относится к суглинку Гринвиль. Такие кривые мы будем называть в л а ж н о с т н ы м и кривыми. На этом рисунке обращает на себя внимание тот факт, что кривая состоит из двух ветвей ^— верхней и нижней, довольно сильно расходящихся между собой. Верхняя кривая, как это по­ казано стрелками, получена в процессе обезвоживания (высущ[ивания) предварительно сильно избыточно увлажненной почвы. Нижняя кривая получена в процессе увлажнения первоначально сухой почвы. Из сопоставления этих двух кривых видно, что одна и та же величина всасывающего давления создается при значи­ тельно ^ л е е низкой влажности в процессе овод.ц_ения сухой почвы, ч ^ ¥ процессе иссушения влажной почвы. Например, pF, равное 3 (всасывающее давление около 1 атм.), достигается в процессе увлажнения при влажности около 147о, а в процессе иссушения — при влажности около 22%. Выражаясь иначе, при одной и той же влажности в почве создается гораздо более высокое (по абсолютной величине) вса­ сывающее давление в процессе ее иссушения, нежели в процессе 'оводнения. Такое различие в поведГепии влаги в зависимости от предшествующей истории увлажнения образца называется гисте. резисом. О его причинах мы уже говорили выше. Как можно видеть из рис. 106, гистерезис наблюдается во всем интервале :влажности,. начиная от той ее величины, которая соответствует 'относительной влажности воздуха, равной 50%, т. е. от того момента, когда начинает проявляться капиллярная конденсация. Хайнес (Haines, 1930) указывает, что площадь гистерезисной петли характеризует собой количество энергии, необратимо теряемой в процессе иссушения. Эта петля свидетельствует о том, 380 что функция зависимости ВД от влажности почвы является не однозначной. Перейдем теперь к оценке величины всасывающего давления как средства характеристики почв и их исследования. Прежде всего величины ВД дают возможность производить объективную сравнительную качественную оценку влажности 20 30 Влажность, % от веса почвы Рис. 106. Зависимость ления почвы (pF) от увлажнения (а) и (по логарифма всасывающего дав­ влажности почвы в процессе в процессе иссушения (б) Скофильду). / — м ето д а дсо р бц и и во д ян о го п а р а и з в о зд у х а с разл и ч н ой относи тельн ой вл аж н о стью , 2 — м ето д ц ен тр и ф уги , г .— м етод п ористы х п ластин о к. И состояния влаги в почвах с различными водно-физическими свойствами. Допустим, что мы сравниваем песок, содержащий 8% влаги, суглинок, содержащий 10%, и глину, содержащую 15% влаги. Какая из, этих почв обладает большей влажностью? По абсолютному содержанию влаги очевидно, что самым сухим является песок и самой влажной-— глина. Однако если учесть, что максимальная гигроскопичность песка равна 1%, суглинка-— 4% и глины — 12%, то нам станет ясно, что качественно самым влажным, т. е. содержащим наибольщее количество свободной влаги, является песок, а самой сухой — глина. Таким образом, вопрос об относительной влажности можно решать путем 381 / I сопоставления наблюденных величин влажности с водно-физиче­ скими константами почв. Величины влажности, соотвётствующие этим константам’ энергетически равноценны или эквивалентны, как говорил Лебедев (1936). Поэтому сравнение с ними и позво­ ляет дать качественную оценку относительной влажности почвы. Но еще более точно, количественно, эта оценка может быть выполнена путем сравнения величин ВД. Почвы, обладающие одинаковыми величинами ВД, можно считать обладающими оди­ наковой относительной влажностью, т. е., эквивалентно-влаж­ ными. Однако обязательным требованием для возможности такого сравнения является одинаковость методов определения ВД и самое главное — определение его на одной и той же ветви влал<ностной кривой— нисходящей (в процессе увлажнения) или восходящей (в процессе иссушения), чтобы избежать искажаю­ щего влияния гистерезиса. Как мы увидим в следующей главе, знание величин ВД в разных слоях почвы позволяет находить величины и направления тех сил, под влиянием которых влага передвигается в почве. Из всего сказанного вытекает, что такие величины, как, напри­ мер, МГ, НВ, ММВ и т. д., должны, казалось бы, характеризоваться в различных почвах одинаковыми для всех этих почв вели­ чинами всасывающих давлений. Попытка проверить это положение была сделана Ботельо да Коста (Botelho da Costa, 1938а и 1938b), который на основании своих экспериментов установил, что влажности завядания на всех почвах отвечает величина pF, равная 4,2, что соответствует 16 атм. Рассел (Russell, 1940) установил, что pF влажности завядания равно 4,18, pF гигроскопического коэффициента равно 4,54, а pF эквивалента влажности составляет 2,70. В дальнейшем вопрос о соответствии водно-физических конс­ тант определенным величинам pF, одинаковым для всех почв, изучался Долговым (19486). Он определил для нескольких почв величины наименьшей влагоемкости, максимальной молекуляр­ ной влагоемкости и влажности завядания и соответствующие им величины сосущих сил (или капиллярных давлений). Результаты определений представлены в табл. 80, в которую мы ввели вели­ чины pF. Из этих данных видно, что каких-либо строго определенных величин pF, соответствующих той или иной водно-физической константе, не существует. Так, по этим данным, пределы колеба^ ний оказались равными: ■ , ВД атм . от^— д о Н аи м ен ьш ая в л а г о е м к о с т ь ................................. М а к си м ал ьн ая м ол ек ул я р н ая в л аго­ е м к о с т ь ................................................ . . В л а ж н о ст ь за в я д а н и я . . . . . . 382 pF от— до 0 ,1 4 — 0 ,6 5 2 ,1 5 — 2 ,8 1 4 ,1 — 7 ,9 9 , 1 — 2 7 ,9 3 ,6 1 — 3 ,9 0 3 , 9 6 —4 ,4 4 Таблица 80 В о д н о -ф и зи ч еск и е св о й с т в а н еск ол ьк и х почв и отвечаю щ и е им величины pF ( п о Д о л г о в у , 194 8 6 ) Наименьшая влагоемкость П очва Л егк ий пы леваты й по кровны й сугли н ок . Г о р и зо н т А 1А 2 п о д зо л и стой почвы на тя ж е л о м п ок р ов н ом су глинке ......................... Л ёссо в и д н ы й сугли н ок Тучный глинисты й чер н о зем ,- го р и зо н т О— 2 2 с м .............................. Т ем н о -к а ш т а н о в а я . . К р а с н о з е м ....................... С е р о з е м .......................... С ер о зе м . . . . . С р ед н ее . . . М аксимальная молекулярная влагоемкость Влажность завядания i . со я 03 S pF 1 8 ,9 0 ,2 6 2 ,4 1 7 ,1 4 ,1 3 ,6 1 4 .2 22,0 21,2 0 ,5 5 0 ,4 9 2 ,7 4 2 ,6 9 10,1 8 ,7 7 ,2 5 ,8 3 ,8 6 3 .7 6 7 .4 4 0 ,7 3 1 ,0 4 9 ,5 2 3 .9 2 5 .9 0 ,4 0 0 ,4 5 0 ,1 4 0 ,4 1 0 ,6 5 2 ,6 0 2 ,6 5 2 ,1 5 2 ,6 1 2 ,8 1 7 .1 4 .1 7 ,9 7 .1 7 .6 3 .8 5 3 ,6 1 3 ,9 0 3 .8 5 3 ,8 8 2 3 ,8 1 5 .1 2 3 .1 7 ,8 1 0 ,3 0 ,4 2 2 ,6 2 6 ,4 3 ,8 1 pF 2 8 .7 2 1 ,3 3 1 .7 11,6 1 5 ,5 ja d> w5 8,6 pF 1 9 ,9 4 ,3 0 9 .1 1 5 ,5 3 ,9 6 4 ,1 9 21,6 12,6 3 4 ,6 23., 4 2 7 .5 4 ,3 3 4 ,1 0 4 ,5 4 4 ,3 7 4 ,4 4 2 0 .5 4 ,3 1 Следовательно, можно говорить лишь о том, что каждой вод­ но-физической константе отвечает определенный интервал вели­ чин pF, более широкий в одних случаях и более узкий в других. Отсюда Долгов делает вполне обоснованное заключение о том, что определять эти константы путем снятия их с кривых зависи­ мости рр от влажности почвы недопустимо. Мы, со своей cTopoHbij укажем еще на то, что определения рР, как правило, проводятся на образцах с нарушенным сложением. Между тем, как мы видели выше, наименьшая влагоемкость, например, в сильной степени зависит от сложения почвы. Так, для темно-каштановой почвы № 12 в работе Долгова наимень­ шая влагоемкость в насыпном образце оказалась равной 31 %, что соответствует рР — 2,65. Нижние горизонты этой же почвы дали бы, вероятно, такую же кривую зависимости рР от влажности, что и верхний слой. Поэтому, пользуясь рис. 29 в книге Долгова (1948а), мы можем найти, что наименьшей влагоемкости, равной 21 % (см. табл. 17 в книге Долгова), отвечало бы рР, равное при­ мерно 3,7. Таким образом, величина ВД может изменяться в 1,5 раза в зависимости от сложения исследуемого образца почвы. 383 / о безуспешных попытках найти единую величину pF для НВ разных почв и принципиальных причинах этой безуспешности мы говорили в главе V (стр. 236). 4. Определение размера почвенных пор посредством измерения всасываюш;его давления Измерение всасывающего давления может быть использовано для определения размера почвенных пор. Этот вопрос разраба­ тывался Скофнльдом (Schofield, 1938), А. Г. Дояренко (1941), Лимером и Лютцем (Learner and Lutz, 1940) и другими. Принцип метода заключается в следующем. Поместим в во­ ронку капилляриметра (рис. 104) мбнолитнк почвы, полностью насыщенный водой, и начнем ступенчато понижать давление в бюретке. После каждого изменения давления из почвы будет вытекать некоторое количество воды. Следующее понижение давления будем создавать лишь после того, как стекание воды, вызванное предшествующим понижением, прекратится. Собирая вытекающую воду отдельными порциями и измеряя их объем, можно установить, какой объем влаги отвечает тому или иному интервалу всасывающего давления. Влага, вытекаю­ щая из почвы при высоких величинах влажности, удерживается капиллярными силами, величина которых зависит от кривизны менисков, а следовательно, и от диаметра пор. Эта зависимость может быть выражена математически. Высота капиллярного подъема Я, а значит, и равная ей величина давления при полном смачивании, согласно формуле Жюрена (стр. 50), находится в следующей зависимости от поперечника капилляра d: где Я и d выражены в сантиметрах. Следовательно, для того чтобы извлечь из капилляра, диа­ метр которого равен d см, находящуюся в нем воду, нужно при­ ложить давление, равное тт Н— 0,30 см вод. ст. ' И наоборот, если приложить давление, равное Я см вод. ст., то эта сила вызовет вытекание воды из всех капиллярных пор, диаметр которых d удовлетворяет неравенству 0,30 d^- Н Следовательно, если в капилляриметре увеличить давление сосания, скажем, от 10 до 20 см вод. ст., то вода должна вытечь 384 из всех «капилляров», диаметр которых лежит в пределах 20 или 0 ,0 3 ^ с?^0,015 см. «Измеряя объем вытекающей жидкости при определенном отрицательном давлении, можно определить объем капилляров любого размера». Так формулируют результаты подобных опре­ делений Дояренко (1941), а также Лимер и Лютц (1940). Нам кажется, что такая формулировка не вполне точна. Она целиком соответствовала бы сущности явлений, если бы в почве мы имели дело с цилиндрическими капиллярными трубками. На самом же деле почвенные «капилляры» представляют совокуп­ ность пор различного диаметра, связанных между собой прохо­ дами меньшего диаметра. Если взять в качестве модели «идеальную почву» из шарооб­ разных частиц с радиусом R, то при кубической упаковке послед­ них, как мы знаем, диаметр пор равен 1,46 i?, в то время как диа­ метр проходов, их соединяющих, равен 0,827?. Для случая гекса­ гональной упаковки соответствующие величины равны 0,576 i? и 0,310 i?. Спрашивается: какой же из двух диаметров брать для определения того давления сосания, которое необходимо для опоражнивания пор данного размера? Мы знаем, что влага в почве при данных величинах влажно­ сти удерживается разностью поверхностных давлений, развивае­ мых, с одной стороны, совокупностью менисков, образующих нижнюю поверхность водного тела, с другой — совокупностью менисков, образующих верхнюю поверхность того же тела. Эта разность имеет наибольшую величину тогда, когда мениски верх­ ней поверхности обладают наименьшей величиной поверхностного давления, т. е. наибольшей кривизной. А это соответствует их положению в наиболее узких участках «почвенных капилляров». Следовательно, для опоражнивания пор мениски верхней поверх­ ности необходимо вытолкнуть из наиболее узких проходов между порами (см. рис. 91). Поэтому для вычисления величин необхо­ димых давлений капиллярного сосания , нужно пользоваться в случае «идеальной почвы» меньшими величинами, т. е. 0,84 i? при кубической упаковке и 0,31 R при гексагональной. И наоборот, если мы знаем, что при некоторой величине дав­ ления сосания Я из почвы вытек объем воды V, то это значит, что такой объем имела совокупность пор или систем пор, диаметр выходных отверстий из которых удовлетворяет неравенству 0 ,3 0 d>- Н Диаметры же самих этих пор, т. е. их расширенных участг ков, могут быть значительно большими, так как величина 25 З ак аз № 405 ;385 всасывающего давления, требующегося для их опоражнивания, согласно вышесказанному, от величин этих диаметров не зависит. Следовательно, измерив объем воды V, вытекающей при изме­ нении давления сосания от f f i до Яг см вод. ст., говорить о том, что этот объем имеет совокуп­ ность пор, диаметр которых ле­ жит в пределах 0 ,3 0 0 ,3 0 Я, Яо нельзя. Можно лишь утверждать, что этот объем воды был за­ ключен в порах или в системах пор, диаметр суженных выходов из которых удовлетворяет напи­ санному выше неравенству. На рис. 107 мы приводим ре­ зультаты исследований Лимера и Лютца, относящиеся к отдель­ ным механическим фракциям. Из этих данных видно, что действи­ тельно, для каждой фракции можно установить определенную величину поперечника выход­ ных отверстий из почвенных пор, которая обладает частотой встречаемости, значительно пре­ Р и с. 107. С о д е р ж а н и е пор р а зл и ч ­ вышающей частоту встречаемо­ н о го р а зм е р а (в п р о ц ен т а х о т о б ­ сти поперечников любого другого щ ей п о р и ст о ст и ) в насы пны х к о л о н н а х из р азл и ч н ы х м е х а н и ­ размера. ч еск и х ф р акц и й (по Л и м е р у и Однако такое резкое преобла­ Л ю т ц у ). дание поперечников определен­ А — пы ль, Б — очен ь тонкий песок, В — тонкий песок, Г — песок. ного размера, какое мы видим на рис. 107,’ встречается лишь при том условии, что исследуемый объект по своему механическому составу приближается к монодисперсной системе, т. е. что в нем резко преобладают частицы, размер которых лежит в узких пре­ делах. Таким свойством обладают по большей части лишь песча­ ные и отчасти супесчаные почвы и грунты. Что же касается гораздо более широко распространенных суглинистых и глини­ стых почв и пород, являющихся, как правило, системами полидис­ персными, то в них такое преобладание поперечников того- или иного размера бывает выражено в гораздо меньшей степени. При этом существенное влияние оказывает структура почвы. В струк­ турной почве мы можем различать, как указывает Дояренко, две категории скважности: скважность внутриагрегатную и скваж­ ность межагрегатную. Размер пор, относящихся к последней 386 категории, как правило, больше, чем относящихся к первой. Дояренко определял при помощи капилляриметра размер пор 9 5 о 4 О 0 О 15 0 ££L o.J> 0 ] 2.46 S.76 . , , r r s . - 3 1 0 . 3 1 ^® W 5 О 15 Ю 5 О 15 1C 5 О W • i 3: I — С> с5 о* с> S С) о' о* «ч «о «о Капилляры Размеры промежутков, мм Р и с. 108. С о д е р ж а н и е п ор р азл и ч н ого р а з ­ м е р а (в п р о ц ен т а х о т о б щ ей п ор и ст ост и ) в н асы п ны х к о л о н н а х и з разл и ч н ы х ст р у к ­ ту р н ы х ф р ак ц и й ч ер н о зем а и н ер а ссея н н о й почвы (п о Д о я р е н к о ). А — н ер а с с е я н н а я п очва, Б — ф р а к ц и я <0,25 мм, В — 0,25—0,5 мм. Г — 0,5—1,0 мм, Д — 1—2 мм, Ё — 2—3 мм. в нерассеянной почве и в отдельных структурных фракциях. Результаты этих определений представлены на рис. 108, который мы заимствуем из работы Дояренко. 25* 387 к большому сожалению, Дояренко доводил определения пор . лишь до размера 0,05 мм, вследствие чего распределение пор более мелких, в сумме во всех случаях составлявших свыше 50% общей пористости, осталось неизученным. Рассматривая рис. 108, мы видим, что в нерассеянной почве (верхний график) наблюдается некоторое преобладание пор 0,10— 0,15 мм, хотя в общем диаграмма является не характерной. Еще менее характерным является график, относящийся к фракции меньше 0,25 мм, в которой свыше 85% всех пор лежит за пределами определения. Наоборот, фракции 0,25— 0,5; 0,5— 1,0; 1— 2 и 2— 3 мм дали очень характерные графики с резко выраженным преобладанием пор определенного размера, которые, очевидно, и являются пре­ обладающими среди всех межагрегатных пор. Интересно, что для всех этих четырех фракций получается одинаковое отношение: С р едн и й д и а м ет р п р ео б л а д а ю щ и х п о р С р ед н и й д и а м ет р а г р е га т о в __ q g g ’ Изложенные соображения относятся к тому случаю, когда удержание влаги осуществляется менисковыми силами, т. е. к случаю, когда поры относительно крупны. Когда же мы пере­ ходим к высоким давлениям сосания, которые соответствуют по­ рам такого размера, что в них вся влага удерживается сорбци­ онными силами, то в этом случае указанные выше расчеты при­ обретают характер фиктивных. В таких случаях формула Жюрена уже непригодна, и мы можем лишь констатировать, что в такомто интервале давлений сосания вытекает такое то количество влаги, но вычислять диаметр пор, в которых удерживалась эта влага, не можем, так как она удерживалась не менисковыми си­ лами, а сорбционными. На это указывают в своей статье Бабкок и Оверстрит (Babcock and Overstreet, 1957b). По-видимому, ниж­ няя граница диаметра пор, к которым приложима формула Ж ю­ рена, лежит между 0,01 и 0,005 мм. Глава V IIL ПЕРЕДВИЖЕНИЕ ВЛАГИ В ПОЧВЕ Н аско л ь ко л е гч е б ы л а бы ж и зн ь (все ж е о с т ав ая с ь н ел егкой ), если бы зави сим ость м е ж д у всасы ваю щ им , д а вл е н и е м и в л а ж ­ ностью почвы б ы л а бы линейной. П енм ан . Д в и ж е н и е и доступн ость почвенной вл а ги (P e n m a n , 1956). в настоящей главе мы рассмотрим общие закономерности передвижения влаги в почве. При этом мы будем исходить, с одной стороны, из различных экспериментальных данных, а с другой — из учения о термодинамическом потенциале почвен­ ной влаги, с которым мы познакомились в главе V II. 388 прежде всего рассмотрим два основных общих случая дви­ жения влаги: в почве, насыщенной влагой, и в почве, ненасыщен­ ной влагой. После этого познакомимся с некоторыми главными видами движения влаги — ее впитыванием в почву, инфильтра­ цией, капиллярным подъемом, движением под влиянием темпера­ турного градиента и, наконец, с некоторыми особыми вопросами, как, например, о неподчинении части влаги закону Дарси, о дви­ жении влаги в направлении градиента влажности и т. д. 1. Поток влаги в почве, насыщенной влагой Закономерности движения влаги в среде, насыщенной влагой, были установлены впервые Дарси (Darcy, 1856) в результате его опытов по фильтрации воды через песчаные фильтры. На приме­ нимость Уравнения Дарси к движению влаги в почве впервые указал Ричардс (Richards, 1928). Основной закон, установленный Дарси, был сфбрмулирован им следующим образом: • «.'.объем воды, который протекает через слой песка, с дан­ ными свойствами, пропорционален давлению и обратно пропор­ ционален толщине слоя песка; поэтому, обозначая через 5 поверх­ ность фильтра, через К коэффициент, зависящий от свойств песка, через е толщину слоя, через Р — Но давление под фильтрующим слоем, через Р + Н атмосферное давление плюс высота воды над KS фильтром, для дебета последнего найдем выражение: Q = — -— ( Н + е + Н о ) , которое при условии, что Яо = 0, т. е. когда давление KS под фильтром равно атмосферному, переходит в Q = —^ В этом выражении (Я + е )." ^ ^ ^ — гидравлический градиент, кото­ рый создается собственно давлением Я (толщина слоя воды над песком) и е — весом столба воды, содержащейся в песчаной толще, мощность которой равна е. Путем некоторых преобразо­ ваний и замены символов уравнение Дарси может быть предста­ влено в следующем виде: . . ^ , Q= K -^A , . ., (1) где Q — объем воды, просочившейся через песок в единицу вре­ мени, h — падение напора, или разность уровней верхней и ниж­ ней сторон песчаной колоннь!, I — длина фильтрующей колонны песка, измеряемая по направлению движения воды, А — площадь поперечного сечения колонны, /С— некоторая постоянная вели­ чина, зависящая от свойств фильтрующей породы и фильтрую­ щейся жидкости и называемая к о э ф ф и ц и е н т о м ф и л ь т р а ции. - - • . ■ ?• ' / 389 Не трудно видеть, что величина К имеет размерность скорости. Для доказательства этого решаем последнее уравнение в отно­ шении КQi ^ h A ' Величина Q имеет размерность L^/T, I имеет размерность L, h имеет размерность L, А имеет размерность L^. Отсюда ■ H-L [^ l= 4 l2 - = - r ’ (2) т. е. К имеет размерность скорости. Из этого, однако, не следует, что величина К, выражаемая обычно в см/сек., соответствует истинной скорости движения жидкости. Для того чтобы найти истинную скорость движения жидкости, нужно ее кажущуюся скорость разделить на величину действующей пористости, т. е. общей пористости минус объем, занятый связанной водой. Понятие о действующей пористости было введено Лебедевым (1936); Качинский (1945, стр. 167) называет ее активной пористостью. Кажущаяся скорость равна ^= ^ I (3) Истинная же скорость будет равна / / = “ - ! • « 'ч где Ро — активная пористость, т. е. В выражении v ^ K - ^ = Ki, (6) учитывая, что hjl представляет собой величину падения напора i, приходящуюся на единицу длины пути фильтрации, выражение h ! l= i можно назвать величиной напорного градиента. Из формулы (3) вытекает, что при условии /г//= 1 K = v. (7) Иными словами, величина коэффициента фильтрации равна кажущейся скорости фильтрации при уклоне, равном единице, или, что то же, при падении напора, равном 1 см вод. ст. на 1 см ‘ толщины фильтрующего слоя почвы. 390 Если над поверхностью почвы, фильтрующей воду, имеется слой воды, то КФ характеризует толщину слоя воды, впитываю­ щейся в почву в единицу времени, например в мм/сек. Р и с. 109. П р о ст ей ш и е сл уч аи д в и ж е н и я влаги п о д в л и я ­ нием р а зн о ст и г и д р ав л и ч еск и х н а п о р о в (с х е м а Р и ч а р д са , в и д о и зм е н ен н а я а в т о р о м ): Синонимами коэффициента фильтрации, который мы будем обозначать в тексте символом КФ, а в формулах Д'о, являются насыщенная влагопроводность, гидравлическая влагопровод­ ность, гидравлическая проводимость или просто водопроницае­ мость. Уравнение Дарси первоначально было выведено примени­ тельно к вертикальному движению воды, однако оно применимо 391 и к движению в любом направлении при условии насыщенности ^^почвы влагой. ' При насыщенности почвы влагой единственной силой, вызы­ вающей движение воды, является сила тяжести, которая и соз- дает разности гидравлических напоров. Рассмотрим несколько простейщих случаев движения влаги под влиянием разности гид­ равлических напоров, воспользовавшись для этого наглядными схемами Ричардса (Richards, 1941), несколько измененными нами (рис. 109). Случай а изображает вертикальную фильтрующую колонну длиной L см, на верхней поверхности которой с помощью сосуда Мариотта поддерживается постоянный уровень воды. Глубина слоя воды над поверхностью колонны равна нулю, следовательно, давление воды и его градиент тоже равны нулю. Движение воды совершается под влиянием гидравлического градиента, создавае­ мого водой, содержащейся в колонне. Здесь градиент равен L /L = l. Ёсли КФ грунта, из которого состоит колонна, равен Ко, то скорость (кажущаяся) движения воды в колонне будет равна /Со см/сек. Случай б относится к горизонтальной колонне длиной L см. К одному из концов колонны присоединен находящийся на вы-' соте Я резервуар воды, который создает в колонне давление, равное Я см вод. ст. Градиент этого давления Я/Я = 1. В колонне давление в левом конце равно Я см вод. ст., а в правом — нулю. Поэтому гидравлический градиент в колонне равен Я /L. Скорость движения воды здесь будет составлять КоН/Ь см/сек. В случае в к верхнему концу вертикальной колонны, имеющей длину L см, на высоте Я см от ее верхнего конца присоединен резервуар с водой, создающей давление Я см вод. ст. Очевидно, что градиент давления здесь будет равен Я /L, а гидравлический Н —|- L. Н I градиент — i — - и скорость движения воды, — ^ — Ко см/сек. Случай г относится к движению влаги через колонну, ось которой составляет с горизонтальной плоскостью угол 0. Мано­ метрические трубки, подключенные к колонне, показывают, что разность напоров в точках c u d , лежащих яа оси колонны, равна г, h, и, следовательно, гидравлическии» градиент • Л В данном случае внешнее давление й сила тяжести имеют противополож­ ное направление. Сила, соответствующая внешнему давлению, равна pg >причем b = h + a + L s i n 0. Следовательно, эта сила равна pg Сила тяжести равна тельно, равнодействующая сила будет равна h L sin j— pg ------ 392 в pgisin 0. Следова­ ■ а - p g Lг s m b = p g - j^- = pgi.• Возвратимся теперь к уравнению Дареи. Константа /(о (КФ) в уравнении Дарси характеризует свой­ ства как фильтрующей среды, так и фильтрующейся жидкости. Разделив эту величину на вязкость воды т], мы получим новую константу Ко': /Со' = ^ , (8) которая имеет размерность [L^] и называется истинной проницае­ мостью ( (intrinsic permeability) почвы или грунта. Эта величина уже не зависит от природы фильтрующейся жидкости (или газа) и характеризует проницаемость только самой пористой среды (почвы или грунта). Константа /Со в уравнении Дарси чаще всего определяется экспериментально, но эта величина при определении ее на моно­ литах небольшого размера (высота 4 см, поперечное сечение 20 см^) в лабораторных условиях, по данным Бутийна и Весселинга (Butijn and Wesseling, 1959), значительно варьирует. Однако есть методы вычисления величины Ко, исходящие из «легче» определяемых величин. Впрочем «легкость» эта не всегда бесспорна. Одним из наиболее разработанных является метод Козени (Kozeny, 1927), далее усовершенствованный Карманом (Carman, 1937, 1938, 1939, 1948). Эта усовершенствованная формула имеет следующий вид: ^ 0 = (1_,)2 ^^5 2 ’ (9) где Ко — коэффициент фильтрации, в — ^пористость в долях объема почвы, §■ — ускорение силы тяжести в см/сек^., k — кон­ станта Кармана, равная 5, т) — вязкость. So — удельная поверх­ ность почвы или грунта. Эта формула была проверена в очень широком диапазоне условий и оказалась дающей результаты, близко совпадающие с величинами КФ, получаемыми экспериментальным путем, за исключением почв и грунтов глинистого и суглинистого механи­ ческого состава. Для глин, в которых часть влаги прочно свя­ зана, Карман (1939) предложил другую формулу: (1 -^ 2 1 ^ ’ где 8 1 = [б— а ( 1 — 8 )], причем а — объем связанной влаги в долях объема твердой части почвы. Имеются работы, в которых предлагается вычислять КФ, исходя из размера пор. Таковы работы Бэвера (Baver, 1938), Нельсона и Бэвера (Nelson and Baver, 1940), Чайльдса и Коллис393 Джорджа (Childs and Gollis-George, 1950), Маршалла (Marshall, 1958), Миллингтона и Квирка (Millington and Quirk, 1959, 1960). Бэвер исходил из влажностной кривой (кривая зависимости pF от влажности). На этой кривой находится точка верхнего перегиба («флекспойнт»), где пологий участок кривой переходит (с уменьшением влажности) в крутой (см. рис. 110). Бэвер пред­ лагает находить «фактор пористости» (F. Р.), который является частным от деления объема пор, освобождающихся от влаги по pF Р и с. п о . К ривы е за в и си м о ст и в са сы в а ю ­ щ его д а в л ен и я п очвен н ой влаги от в л а ж н о ­ сти почвы и точки п ер еги б а («ф л ек сп ой н т») на кривы х (п о Б э в е р у ). 1 — п ы л ев аты й су глин ок Хенесси, 2 — песчанисты й су глин ок А йр едел л ь; точки п ереги ба п оказан ы стр ел кам и . достижении кривой указанной точки верхнего перегиба, на вели­ чину pF, соответствующую этой точке. Зависимость водопрони­ цаемости от фактора пористости выражается экспоненциальной кривой. Логарифмирование дает прямую линию: lg/Co = 0,15 + 3,51g(F. Р.), (11) причем Ко выражается в см^/Ю мин. (рис. 111). В позднейшей работе Нельсона и Бэвера указывается, что зависимость между F. Р. и Ко сложнее и ее установление «... тре­ бует дальнейших исследований». В работах Чайльдса и Коллис-Джорджа, Маршалла, Мил­ лингтона и Квирка мы находим иной подход, основанный на изме­ рении дифференциальной пористости. 394 Чайльдс и Коллис-Джордж предложили свою формулу для вычисления водопроницаемости: ___ +2а2(хр4■ + 2 а М + • • • + 2й 2 рт+ • ■ • ). (12) где М — константа, находимая эмпирически, а, Ъ, с . . . — средние радиусы пор, объемы которых равны а, р, у ... Формула рассчитана на песчаные и пылеватые почвы. Р и с . 111. З а в и с и м о с т ь л о г а р и ф м а в о д о п р о н и ­ ц аем о сти от л о гар и ф м а ф а к т о р а пористости (п о Б э в е р у ) . Миллингтон и Квирк разработали следующую формулу для вычисления гидравлической проводимости (т. е. коэффициента фильтрации): /С о = - g - - ^ ('"? + З г|-{-5гз-j- . . . + 2 ( m — l)rm)i (13) где 8 — общая пористость, п, Гг, Га,...Гт — радиусы пор в каж­ дом классе, т — число классов пор (произвольное), причем каж­ дый класс занимает одну и ту же долю в общей пористости. Маршалл (1958). предлагает- следующую формулу для вычи­ сления истинной проницаемости Ко': е2/г-2 Tj + 3 r l + 5 л | -j- . . . -f- ( 2 п — 1 ) (14) Ко'395 где 8 — пористость в долях объема почвы, п — число классов пор (по размеру), Гь Гг, Гд .. . — средние радиусы пор, которые нахо­ дятся из влажностной кривой по формуле: 2d г,- = Объем с в о б о д н ы х п о р .% от о б ъ е м а почвы Р и с. 112. З а в и си м о ст ь л о га р и ф м а п р о н и ц а ем о ­ сти (д м /ч а с ) о т л о га р и ф м а о б ъ е м а св о б о д н ы х пор (в п р о ц ен т а х о т о б ъ е м а почвы ) (п о Б енд и к сен у и Х е р ш б е р г е р у ). откуда . r f = 2 , 2 5 • 1 0 -2 Л - 2 , где Аг — среднее всасывающее давление соответствующей груп­ пы пор. 396 Все эти формулы имеют ограниченную приложимость, глав­ ным образом к песчаным и пылеватым (ненабухающим) почвам и грунтам. Нильсен, Дон Киркхам и Перрьер (Nielsen, Don Kirkham, Perrier, 1960) провели опыты с несколькими почвами с целью проверки некоторых формул для вычислений величин КФ из величин ВД. Результаты вычислений сопоставлялись с величи­ нами проводимости, полученными экспериментально. Оказалось, что формула Маршалла во всех случаях дала преувеличенные значения КФ. Формула Чайльдса — Коллис-Джорджа дала удо­ влетворительные результаты для лёссовых почв, но плохие для почв на ледниковых наносах. Авторы делают вывод, что затраты времени на вычисления настолько велики, что во многих случаях целесообразнее определять КФ непосредственно, чем вычис­ лять ее. Бендиксен и Хершбергер (Bendixen and Hershberger, 1948), изучая водопроницаемость на образцах почв с естественным сло­ жением (всего было исследовано 310 образцов из 7 профилей разного гранулометрического состава и разной степени острук­ туренности) , обнаружили линейную зависимость логарифма водо­ проницаемости от логарифма объема пор, дренирующихся при всасывающем давлении в 60 см вод. ст. в течение 1 часа (см. рис. 112). Найдено, что скорость вытекания v (дм вод. сл. в час) и объем дренированных пор W (в процентах от объема почвы) связаны уравнением Ig v = a lg W, т. е. v = W ^ . Для исследованной группы почв а =3,04. Эти авторы предлагают разделение почв на 7 классов по величине водопроницаемости. Их шкала совпадает со шкалой Пииля (Peele, 1949) и очень близка к шкале Смиса и Броунинга (Smith and Browning, 1947). Мы воспроизводим обе эти шкалы в табл. 81. Т а б л и ц а 81 В о д о п р о н и ц а ем о ст ь (м м /ч а с ) п о р азн ы м ш к алам Качественные категории Ш кала Бендиксена и Х ерш бергера И ск лю ч и тельн о н изкая О чень н и зк ая Н и зк а я У м ер ен н о н изкая У м ер ен н а я У м ер ен н о вы сокая В ы со к а я О чень вы сокая М е н е е 0 ,1 2 5 0 ,1 2 5 - 5 5 — 20 2 0 — 6 2 ,5 6 2 ,5 — 125 125— 25 0 Б о л е е 25 0 Ш кала Смиса и Броунинга М е н е е 0 ,0 2 5 0 ,0 2 5 - 0 ,2 5 0 ,2 5 - 2 ,5 — 2 , 5 — 25 — 2 5 -2 5 0 Б о л е е 250 Костяков (1932) дает более простую трехчленную шкалу: С л а б а я в о д о п р о н и ц а ем о с т ь С р ед н я я „ . В ы со к а я „ . 50 мм з а первы й ч а с . 100 мм „ 150 мм „ „ . . . . . 397 Смис, Броунинг и Польман (Smith, Browning and Pohlman, 1947) установили связь между водопроницаемостью и объемом пор различного размера. Эта связь выражается уравнением: y = l,9 9 1 g F .P .-0 ,7 3 , • (15) где у — скорость просачивания в дм/час, а F. Р. — фактор пори­ стости, представляющий собой сумму пор, дренируемых при ВД=10 см вод. ст., плюс V4 объема пор, дренируемых при ВД от 10 до 40 см вод. ст., плюс Vio объема пор, дренируемых при ВД от 40 до 100 см вод. ст. Пииль в результате исследования 525 образцов различных почв с ненарушенным сложением нашел следующие зависимости: l g y = 1,4 I g x - 0,53692, (16) и l g / = 1,489 Ig x ' -0,70874, (17) где X ил:' — объемы пор, дренируемых при ВД = 60 см вод. ст. за 15 и30 мин. соответственно, а г/ и у' — скоростьпросачивания при напоре, равном единице, в дм/час. Судницын (1964а) для легкосуглинистых лёссовых почв из лёссовой области Китая нашел следующую зависимость: /Со = 10“ ^®’^ ° мм/мин., (18) где Р ■— пористость в процентах от объема почвы. Формула эта действительна в пределах значения Ко от 0,1 до 0,6 мм/мин. Коэффициент фильтрации характеризует, водопроницаемость почвы, вполне насыщенной влагой. В природе полное насыщение почвы влагой если и встречается, то очень редко. Даже в опытах с насыпными колоннами при насыщении их снизу и тем более сверху всегда остается некоторое количество защемленного воз­ духа в порах, со всех сторон замкнутых водой. Наличие защем­ ленного воздуха, естественно, понижает водопроницаемость, тем более, что защемленный воздух, как правило, занимает поры более крупные, тогда как влага стремится втянуться в более мелкие. С. Ф. Аверьянов (1949), исследуя вопрос о влиянии защемлен­ ного воздуха на КФ, вывел формулу: (W ) где Ко — коэффициент фильтрации, — водопроницаемость (проводимость) при влажности, равной ау, но не меньшей, чем НВ, выраженная в долях Ко, ‘^ о — влажность, соответствующая рыхло и прочно связанной влаге, т — пористость. А. П. Будаговский (1955) предлагает вместо величины Шо 398 пользоваться величиной ВЗ, а показатель степени он считает воз­ можным увеличить до 4 (стр. 37). Близкое к этому уравнение получил и Л. С. Лейбензон (1947) для фильтрации газированной воды, но у него показатель сте­ пени несколько выше: 3,67 вместо 3,5. Р и с. 113. З а в и си м о ст ь в о д о п р о н и ц а ем о с т и п оч в о-гр ун т ов о т о т н о с и ­ тел ьн ой в л а ж н о с т и (п о А в е р ь я н о в у ). / — га зи р о в а н н а я во д а в п еске (д а н н ы е Л е й б ен зо н а); опы ты М у у р а с почвам и : 2 — тонкий п есчан исты й суглин ок, 3 — гл и н а, 4 — л е г к а я гли н а, 5 — песок; оп ы ты Р и ч а р д с а с п очвам и : 5 — гл и н а, 7 — песок. Аверьянов показал, что на кривую, соответствующую предла­ гаемой им формуле, хорошо ложатся экспериментальные данные Муура (Мооге, 1939), Ричардса (Richards, 1941) и Лейбензона (1947), как это можно видеть из рис. 113. Кристиансен (Christiansen, 1944) указывает, что воздух, будучи однажды защемлен, удаляется с трудом, и для полного его удаления необходимо прибегать к вакууму. Присутствие защемленного воздуха является причиной зависимости водопро­ ницаемости от температуры и атмосферного давления. Увеличение 399 объема защемленного воздуха при повышении температуры или понижении давления влечет за собой уменьшение водопрони­ цаемости. Орлоб и Радхакришна (Orlob and Radhakrichna, 1958) экспе­ риментировали с песчаными насыпными колоннами, содержав­ шими разное количество защемленного воздуха, причем фильт­ рующаяся вода метилась ионом хлора. Они установили, что если песок полностью насыщен водой, то объем воды, остающейся неподвижной при фильтрации, близок к нулю. Появление даже небольшого количества защемленного воздуха вызывает иммо­ билизацию некоторой части воды в порах, изолированных пузырь­ ками воздуха. Объем неподвижной воды может достигать 5% общей величины пористости. Это не оказывает большого влияния на водопроницаемость, но зато сильно влияет на гидравлическую дисперсию, т. е. на скорость процесса замещения воды, содер­ жавшейся в колоннах, водой, вновь поступившей. Зависимость водопроницаемости песков от количества защем­ ленного воздуха носит линейный характер и может быть описана формулой: 1 ^ = 1 -,» -^ , (20) где Ко — коэффициент фильтрации. Ка/До— водопроницаемость в долях Ко при содержании защемленного воздуха Va и общей пористости почвы, равной V.t, т — коэффициент, который в опы­ тах авторов колебался в пределах 0,23— 0,39. Коэффициент фильтрации находится в зависимости от грану­ лометрического состава почвы: чем последняя тяжелее, тем ниже КФ. Ароновичи (Aronovici, 1947) показал (рис. 114), что лога­ рифм водопроницаемости, выраженной в сантиметрах водяного столба в час, находится в обратной зависимости от содержания суммы ила и пыли при условии, что частицы песчаной фракции некрупнее 250 мк. Обработка графика (рис. 110) приводит к формуле: ^0 = ^ где / (21) — сумма фракций ила и пыли. Если же размер песчаных частиц превышает 250 мк, то линей­ ная зависимость нарушается (рис. 114 б, нижний конец гра­ фика). В работе Дибольда (Diebold, 1954) мы находим материал, характеризующий одновременно зависимость водопроницаемо­ сти от содержания пыли и от величины объемного веса, т. е. плот­ ности сложения. Этот материал, относящийся к образцам почвы с ненарушенным сложением, представлен в табл. 82, откуда 400 видно, что водопроницаемость заметно уменьшается с увеличе­ нием содержания пыли от 21— ^22 до 57— 67%. Очень сильно влияет плотность сложения: увеличение ОВ с 1,35 до 1,56— 1,59 влечет за собой уменьшение водопроницаемости в 3— 10 раз. юо а) N 50 30 • К 20 ч • - 1 N • • ю ■ •9' •• • • •V # 6) 30 20 Ю 0 ,2 0 .3 0 .5 1 2 3 5 Ю 20 30 50 ЮО 200 500 В одопроницаем ост ь, е м у с м ^ /ч а с Р и с. 114. З а в и си м о ст ь л о га р и ф м а в о д о п р о н и ц а ем о с т и (см ^ см ^ /ч ас) л о га р и ф м а с о д е р ж а н и я сум м ы и ла и пыли (п о А р о н о в и ч и ). от а — грун ты , в кото р ы х п р е о б л а д а е т тонкий песок, б — грун ты , в которы х npeoioл а д а е т сред ни й п есок с зе р н ам и 105—250 м к (тр еу го л ьн ики) и ли круп ны й песок с зе р н ам и кр у п н ее 250 м к (к в а д р а т ы ). Квирк И Скофильд (Quirk and Schofield, 1955) исследовали влияние на водопроницаемость почв электролитов. Опыты велись с насыпными образцами высотой 1 см и диа­ метром 3 см, образцы были насыщены различными катионами путем промывания их концентрированными растворами соответ­ ствующих хлоридов. После того как устанавливалась постоянная скорость фильтрации, образцы промывались растворами тех же хлоридов постепенно понижающейся концентрации. Находилась 26 Заказ № 405 401 Таблица 82 Связь между группой по механическому составу, содержанием пыли, объемным весом и водопроницаемостью почв из штатов Аризона, Колорадо, Нью Мексико, Юта Объемный вес, г/см* от—до медиана Водопро­ ницаемость дюйм/час, медиана 27 28 21 < 1 ,4 1 1,42— 1,52 > 1 ,5 3 1,36 1,45 1,46 1,25 0 ,7 8 0 ,4 0 6 7 4 21 22 22 < 1 ,4 1 1 ,4 2 - 1 ,5 2 > 1 ,5 3 1,36 1,45 1,59 1,52 1,06 0 ,2 3 Суглинок 71 26 7 40 36 42 < 1 .4 1 1,42— 1,52 > 1 ,5 3 1,33 1,46 1,59 0 ,5 4 0 ,6 2 0 ,1 0 Пылеватый суглинок 21 . 20 3 67 57 63 < 1 ,2 5 1,26— 1,45 > 1 ,4 6 ' 1,20 1,32 1,50 0 ,3 5 0 ,2 6 0 ,0 4 Группа по механическому составу Песчаный суглинок Тяжелый песчаный суг-. линок Число наблюде­ ний Содержа­ ние пыли медиана 17 15 8 та «пороговая» концентрация, при которой водопроницаемость начинала уменьшаться. Она оказалась равной; 2 .5 -1 0 -^ М NaCl, 6 .6 -1 0 - 2 М К С 1, M 0“®MMgCl2 S-lO-^MCaCla Коагуляция суспензии той ж е почвы хлористым натрием начи­ налась при более низкой концентрации; 2- IQ-^MNaCl. Для образцов, частично насыщенных Na, частично Са, было найдено, что при содержании Na, равном 6, 9, 21 и 35% емкости, пороговая концентрация для кальция в смешанном растворе ока­ залась равной 2,5-10“^ М, Если сухая почва подвергается увлажнению, то ее водопрони­ цаемость в течение длительного времени будет уменьшаться. По наблюдениям Кристенсена, водопроницаемость пылеватого су­ глинка за 200 дней, протекших с момента увлажнения, снизилась в 850 раз. Такое снижение Кристенсен объясняет выделением из почвенного раствора воздуха, который переходит в состояние защемленного, набуханием коллоидов, выпадением солей, уплот­ нением почвы, дезагрегацией, изменением пористости под влия­ нием жизнедеятельности микроорганизмов. 402 Водопроницаемость торфяных почв, как было установлено Л. В. Гетовым (1961), зависит от степени разложения торфа. Зависимость может быть выражена формулой: Ко = ^ . . (2 2 ) где /(о — коэффициент фильтрации, п — степень разложения в процентах. Л и t — коэффициенты, зависящие от состава торфа, его плотности, давности осушения. Наибольшей водопроницае­ мостью отличаются древесный и древесно-травяной торф, наи­ меньшей — гипновый. Величина КФ в вертикальном направлении обычно больше, чем в горизонтальном. Набухание сильно сни­ жает водопроницаемость торфов, в некоторых случаях до нуля. Большое влияние на водопроницаемость оказывает замерза­ ние (Качинский, 1927; Филиппова, 1956; Цыкин, 1956; Комаров, 1957; Стоэклер и Вейцман (Stoeckler and Weizmann, 1960). Глав­ ным условием, определяющим водопроницаемость мерзлых почв, является величина свободной пористости (зависящая от влаж­ ности почвы) и температура. Большее значение имеет обычно первое из этих условий. Но если температура почвы значительно ниже нуля, т. е. почва обладает большим «запасом холода», то инфильтрирующаяся влага замерзает и закупоривает свобод­ ные поры. Мы рассмотрели закономерности движения влаги в почве, насыщенной влагой. Эти закономерности относятся к некоторой «средней» воде, которая движется через почвенную толщу с неко­ торой средней скоростью в прямолинейном направлении. Но если бы можно было проследить за движением отдельных микроско­ пических порций воды и тем более отдельных молекул воды, то мы увидели бы, что истинные скорости их движения очень раз­ личны, а направления далеко не прямолинейны. Это зависит от того, что поровое пространство почвы очень сложно и молекулы воды или микроскопические ее количества движутся в нем по очень извилистым путям. Поэтому каждая новая макропорция воды, поступающая в насыщенную почву, отнюдь не действует как поршень, гоня перед собой влагу, содержавшуюся в почве ранее. Отдельные микроколичества вновь поступившей воды могут в процессе своего движения обгонять друг друга, оставлять позади себя микроколичества воды, содержавшейся ранее и т. д. Макроскопически мы воспринимаем такой процесс как переме­ шивание вновь поступившей влаги с содержавшейся ранее. Это явление называется перемешивающим вытеснением (miscible displacement — у английских и американских авторов) или гид­ родинамической дисперсией. Исследовать это явление можно с помощью опытов фильтра­ ции раствораг какой-либо соли, например, какого-либо хлорида через почвенную колонну, насыщенную чистой водой (или 26* 403 раствором какой-либо другой соли, например сульфата), с уче­ том количества вытекающего из колонны фильтрата и иона (хлора), которым «помечена» фильтрующаяся вода. Исследованию этого явления посвящен ряд работ Биггара и Нильсена (Biggar and Nielsen, 1961а, 1961b) и Нильсена и Биг­ гара (Nielsen and Biggar, 1963а, 1963Ь). Рассмотрим один из опытов (Биггар и Нильсен, 1961Ь). Опыт велся с разными почвами в горизонтальных колоннах (рис. 115). Почва была насыщена 0,01 раствором сульфата кальция. Общий объем раствора, содержавшегося в колонне, был равен /.о ' 0. 8 \ 0| о® е • 0.6 CD % ’ ОА • ! ог I г i"о.г Kv 400 600 800 ЮОО 1200 1400 Объем фильтрата, см^ Рис. 115. «Перемешивающее вытеснение». Суглинок Айоло (по Биггару и Нильсену). / — первый опыт, 2 — второй опыт, проведенный на той же колонне. Концентрация иона хлора дана в долях концентрации раствора. 588 мл. Через один конец колонны в нее было впущено 620 мл 0,1 yV раствора хлорида кальция, после чего в этот ж е конец начали впускать чистую воду. Определялось количество вытекав­ шего из противоположного конца фильтрата и концентрация в нем иона хлора. Если бы вытеснение жидкости происходило по принципу пор­ шня, ион хлора в фильтрате должен был бы появиться после вытеснения 588 мл исходного раствора сульфата Са и исчезнуть сразу после того, как через колонну, протекло бы 620 мл жидко­ сти, причем концентрация иона хлора сразу достигла бы вели­ чины, свойственной раствору хлорида, т. е. 0,1 N, а затем сразу ' же уменьшилась бы до нуля. На самом деле в опыте с суглинком Айоло при скорости течения жидкости, равной 0,042 см/час, ион хлора появился в фильтрате после того, как вытеснилось 300 мл. После того, как объем вытекшей воды достиг 1000 мл, концен­ трация иона хлора начала снижаться, а когда объем достиг 1400 мл, концентрация снизилась до нуля. Таким образом 620 мл меченой жидкости растянулись в 1400—300=1100 мл, причем неразбавленная, меченая ионом хлора жидкость имела объем 404 1000—800=200 мл. Повторение опыта дало точно такие же ре­ зультаты. Повышение скорости потока в суглинке Айоло вызвало умень­ шение объема, в котором происходит смешение жидкостей, т. е, приблизило явление к «поршневой» форме. В пылеватом суглинке Колумбия этого не наблюдалось, и кривые'при ско­ ростях 2,49 и 0,054 см/час легли почти параллельно, в то время как в суглинке Айоло кривые для скоростей 1,89 и 0,042 см/час пересеклись. Авторы объясняют это тем, что в суглинке Колум­ бия больше мелких пор, доступных для движущейся жидкости, в то время как в суглинке Айоло есть много мелких пор, недо­ ступных для потока, из которых жидкость выходит путем диф­ фузии. ■ Понижение влажности почвы (ненасыщенный поток) вызы­ вает более раннее появление метки в фильтрате и более позднее достижение исходной концентрации метки — весь процесс вытес­ нения, так сказать, растягивается. Подобные опыты были повторены теми же авторами со сте­ клянными шариками диаметром 390 мк. Раствор сульфата натрия вытеснялся раствором хлорида натрия той же плотности. Основ­ ные закономерности оказались те же: чем больше скорость потока, тем круче «кривая прорыва» вытесняющего раствора. При скорости 56,7 см/час хлор появился после того, как было вытеснено 0,9 первоначального раствора сульфата и концентра­ ция хлора стала равной исходной концентрации в растворе после того, как было вытеснено 1,2 объема жидкости в колонне, т. е. раствор хлора действовал почти как поршень. При скорости 0,395 см/час ион хлора появился после того, как было вытеснено 0,6 объема, и достиг исходной концентрации после прохождения 1,4 объема. При скорости 0,122 см/час ион хлора появился после прохождения 0,2 объема и достиг исходной концентрации после прохождения 2,6 объема. Следовательно, чем меньше скорость потока, тем сильнее бывает выражено перемешивание. Так как при таком большом диаметре шариков взаимодействие жидкой и твердой фаз было ничтожно (что доказывалось одинаковым поведением иона хлора и трития), то из опытов можно сделать вывод, что в перемешивании жидкостей большую роль играет диффузия. Таким образом, истинное движение воды в почве несравненно сложнее, чем то, которое рисуется нам из математического ана­ лиза ее макроскопического движения. 2. Поток влаги в почве, ненасыщенной влагой Закономерности передвижения влаги в почве, ненасыщенной ею, были предметом многих исследований, появившихся главным образом за последние 15—20 лет. Задача, как ее формулирует Клют (Klute, 1952а), в общей 405' форме такова. Задавшись какой-то областью с присуш,ими ей граничными условиями, мы хотим знать природу течения в этой области. Решая общее уравнение течения при этих граничных условиях, мы можем найти распределение потенциала влажно­ сти, как функцию пространственных координат и времени. Таким путем можно предсказать характер течения. Самая первая попытка в этом направлении принадлежит, по-видимому, Ричардсу (Richards, 1928, 1931), который предло­ жил и в этом случае пользоваться формулой Дарси. Основная трудность применения формулы Дарси к ненасы­ щенному потоку влаги заключается в том, что коэффициент К, характеризующий влагопроводность почвы (В П ), является функ­ цией влагосодержания последней, так как жидкая влага может передвигаться только через ту часть порового пространства, ко­ торая занята влагой. При этом, по-видимому, в разных микрооб­ ластях этого пространства, хотя они и заполнены влагой, прово­ димость различна. Филип (Philip, 1954) по поводу решения проблемы движения воды в ненасыщенных почвах пишет, что водопроницаемость К и отрицательное давление я]; не могут быть выражены должным образом в форме аналитических функций и обычно даются в форме таблиц или графически. Поэтому формальные математические методы неприложимы и приходится прибегать к числен­ ным или механическим методам. Следует заметить, что если бы даж е функции /С и i]: могли быть представлены в алгебраической форме, сложность получающегося частного дифференциального уравнения была бы такова, что все равно нужно было бы прибе­ гать к численным методам. Разработкой вопроса о движении влаги в ненасыщенной ею почве занимались Чайльдс и Коллис-Джордж (Childs and George, 1948), Гарднер и Гарднер (Gardner and Gardner, 1951). Клют (Klute, 1952а), Филип (Philip, 1955 и 1957), Чайльдс (Childs, 1956), Клют, Брюс и Рассел (Klute, Bruce and Russell, 1956), Гарднер (Gardner, 1958a и 1958b), Янге (Youngs, 1958a и 1958b), Нильсен, Биггар и Дэвидсон (Nielsen, Biggar and Davidson, 1962), Судницын (1964a) и ряд других исследователей. Первоначально предполагалось (Гарднер, 1946), что прово-. димость прямо пропорциональна содержанию влаги. Но дальу нейшие исследования показали, что это не так и что влагопроводность убывает в общем быстрее, чем влажность. Главной '■ причиной этого является уменьшение площад1^поперечног£и£ечения, занятого водой, так как влага двигается^ тоЖто''через ту долю порового пространства, которая занята водой. Кроме того, с уменьшением влажности в первую очередь дренируются более крупные поры, т. е. с наименьшим сопротивлением движущейся воде, вследствие чего влагопроводность уменьшается быстрее, чем влажность, так как влагопроводность уменьшается пропор406 ционально квадрату диаметра пор. И, наконец, с уменьшением влажности, увеличивается количество скоплений воды, изолиро­ ванных от общей трехмерной водной сетки, не принимающих участия в фильтрации. Зависимость влагопроводности от влажности хорошо иллю­ стрируется рис. 116, который мы заимствуем из работы Филипа (1957) и который относится к легкой глине Айоло. Из рисунка видно, что влагопроводность при низких величинах влажности — до 30% по объему — практически равна нулю. Далее, с возраста­ 12 нием влажности, начинает воз­ растать и влагопроводность — сперва медленно, а затем, начи­ ная с влажности, равной 40%, очень быстро. Рисунок 117, за­ а: имствуемый из той же работы Филипа, иллюстрирует влияние ig первоначальной влажности почвы на кривые впитывания той же почвы. Мы видим, что на на­ чальных стадиях впитывания по­ следнее совершается тем быстрее, чем ниже исходная влажность. Это объясняется главным обра­ 0.1 о.г 0.3 0.4 0.5 зом тем, что, чем. почва суше, тем Влажность, % от объема больше в ней свободный объем, который может быть занят посту­ Рис. 116. Зависимость между пающей влагой. Чем выше исход­ влагопроводностью и влажностью почвы (по Филипу). ная влажность, тем меньше. ин­ тенсивность’ впитывания и тем быстрее она снижается. При полной насыщенности (влажность равна 0,495 объема) скорость впитывания с самого начала равна КФ. Чтобы еще полнее охарактеризовать зависимость влагопро­ водности почвы от ее влажности, мы приводим рис. 118, заим­ ствуемый из работы Стэпля и Легена (Staple and Lehane, 1954). Из этого рисунка тоже видно, что высокая влагопроводность наблюдается лишь при высокой влажности. С уменьшением последней влагопроводность очень быстро падает, и при влаж­ ности около 15— 16% (в данной почве — тяжелом суглинке) ста­ новится равной нулю. Этот ж е рисунок демонстрирует влияние плотности почвы на влагопроводность. Чем плотность больше, тем при той ж е влажности влагопроводность выше. Например, при влажности 22% и при 0 В = 1,21 влагопроводность равна 0,2 см/час, а при ОВ = 1,33 и той же влажности— 2,8 см/час. В работе Ричардса и Уикса (Richards and Weeks, 1953), выполненной на насыпных горизонтальных колоннах, были 407 найдены зависимости 5 см. вод. ст.: между влажностью 0 см^г и ВД 6 = 0,655^ °’®®. (23) Обработка данных, содержащихся в этой статье, позволяет 1яет найти зависимость между ВД и влагопроводностью К • 10“'*см/час: час: S ^ 6 6 0 K ~ ° ’^\ (24) Рис. 117. Кривые впитывания влаги в почву при различной исходной влажности почвы, (по Филипу). Ц и ф р ы у кри вы х о зн а ч а ю т и сходную вл а ж н о с т ь в д о л я х о б ъ е м а почвы. Будучи приведено в логарифмическую форму, это уравнение оказывается линейным: lg 5 = lg 6 6 0 -0 ,3 8 1 g /C , (25) что иллюстрируется рис. 119, составленным нами по данным авторов. Гарднер (Gardner, 1956), работая также с насыпными колон­ нами, нашел линейную зависимость между логарифмом влаго­ проводности Л (см/сутки) и логарифмом влажности 0 (в % от объем а): I g /C = c lg 6 . (2 6 ) Таким образом, и у него зависимость между К я всасывающим давлением оказалась криволинейной. Маршалл и Гэрр (Marshall and Gurr, 1954), наблюдая за испарением влаги, помеченной ионом хлора, из колонок высотой Рис. 118. Зависимость влагопроводности от влажности при разном объемном весе. Глинистый суглинок В ууд Маунтейн (по Стэплю и Легену). Ц и ф р ы у к р и вы х о зн а ч а ю т о бъем н ы й вес в г/см®. 2 см без нагрева, обнаружили, что влага передвигается в жидком виде при влажности не ниже ВЗ. . Следовательно, при влажности, равной ВЗ и ниже, влагопроводность равна нулю. Обобщение указанных выше работ различных исследователей приводит нас к следующим представлениям о движении влаги 409 в ненасыщенной почве, относящимся к изотермическим условиям, одномерному потоку влаги, в однородной почвенной толще. Классическое уравнение Навье-—Стокса, с помощью которого обычно описывается движение воды, к движению ее в пористой среде не приложимо. Поэтому приходится обратиться к уравне­ нию Дарси, которое в общей форме может быть записано так; (30 dt (27) где 0-— содержание влаги в долях объема почвы; 1^— объем воды, передвигающейся в единицу времени через поперечное Рис. 119. Связь между всасывающим давлением 5 и проводимостью К (составлено автором по данным Ричардса и Уикса), а — в простой ф орм е, б — в л огари ф м и ческой . сечение, перпендикулярное направлению потока с площадью, рав­ ной единице; К — параметр — коэффициент влагопроводности, который зависит от свойств почвы и Воды, а при ненасыщенном потоке и от влажности почвы; величину К иногда еще называют капиллярной влагопроводностью, в отличие от гидравлической ' вл агопр овЪдно'стй’илТ коэф ф ицйента фильтрации; Ф — гидравли­ ческий потенциал; V ■ — символ градиента. Следовательно, V Ф — градиент потенциала, т. е. та движущая сила, под влиянием кото­ рой и движется вода. Минус (— ) означает, что движение совер­ шается в направлении, противоположном тому, в котором воз­ растает потенциал. В дальнейшем мы этот минус опускаем, но будем помнить, что движение влаги всегда совершается против направления потенциала, т. е. против градиента. Физический смысл уравнения Дарси заключается в том, что скорость движения воды пропорциональна величине движущей силы, каковой является градиент потенциала. 410 при исследовании движения влаги осмотический потенциал обычно во внимание не принимается и за гидравлический потен­ циал Ф принимается сумма гравитационного потенциала Z и капиллярно-сорбционного потенциала М: Ф= 2 + Ж (28) Величина М зависит от влажности почвы, причем связь между этими двумя Ъёличинами не Шляется однозначной функцией вследствие гистерезиса. Влагопроводность же, вероятно, является однозначной функцией влажности. . •• Уравнение потока жидкости должно удовлетворять не только закону Дарси, но и закону сохранения материи. Для свободного пространства последний формулируется обычно так: «Чистый излишек массы потока в единицу времени, входящий в бесконечно малый элемент объема жидкости или выходящий из него, равен скорости изменения плотности жидкости в элементарном объеме, умноженной на свободный объем элемента». Или: «Разность между скоростями потоков, входящего и выходящего из элемента объема проводящего тела, равна скорости изменения запаса.» Математически это выражается так; д гт = дв д дв дд ,пг,\ (2 9 ) где 0 — влажность в долях общего объема, ^— время, 1/— ско­ рость потока, т. е. объем жидкости, протекающей через единицу площади поперечного сечения в единицу времени. Сочетая уравнения (27) и (29), получаем: (30) или д в _ д ' д Ф (3 1 ) Это и есть о б щ е е у р а в н е н и е потока влаги в п о ч В е. Полный потенциал для дальнейших преобразований целесо­ образно расчленить на его компоненты: Ф— Ж - f Z , (32) где М — капиллярно-сорбционный потенциал, а Z — гравитацион­ ный. Вводя (32) в (31), получаем: dt ~ дх ^ дх ^~ дх ^ 411 или 50 , dt дх Для установившегося потока, где влажность не изменяется, ае dt = 0. при этом условии уравнение установившегося потока будет + дх Член = (35) в уравнении (34) может быть записан иначе: дМ _ Величины /( и дМ дд. отражают свойства почвы и зависят от ее влажности. Следовательно, и их произведение О - К ^ (37) тоже зависит от влажности. Вводя величину D в уравнение (34) , / получим нелинейное уравнение диффузии; * <59 <5 ( г л <39 -32 \ ■ж = - ъ г [ ^ - д 7 + ^ ^ ) - . (3^) Этим уравнением обычно и пользуются для характеристики неустановившегося потока влаги. В результате последнего преобразования уравнение потока приобретает форму, аналогичную уравнению диффузии, причем величина D делается аналогичной коэффициенту диффузии, в силу чего ее называют д и ф ф у з и в н о ст ь ю. Она имеет раз­ мерность Такое преобразование впервые было предложено , Чайльдсом и Коллис-Джорджем (1948). Они обратили внимание ' на то, что движение влаги через некоторое время после промачи­ вания резко замедляется. Влажность в этот момент близка к НВ (несколько выше этой величины). Дальнейшее же перераспре­ деление влаги напоминает диффузию. Чайльдс (1956) отмечает, что основное уравнение потока, преобразованное с помощью вве­ дения в него величины D « . . . не содержит в себе никаких новых закономерностей, по сравнению с законом Дарси, но является уравнением, которое дает надежду на его решение в форме про­ филей влажности (0) в различные моменты времени». Дон Киркхэм и Фэнг (Don Kirkham and Feng, 1949) в резуль­ тате опытов по передвижению влаги в горизонтальных колоннах 412 приш ли к вы воду о том , что н абл ю ден н ы е кривы е р асп р едел ен и я влаги и в этом сл у ч а е св и детел ьств ую т о х ор ош о и зв естн ом я в л е­ н и и — в озн и к н ов ен и и р езк ого перехода от см оченн ой ч асти к о л о н н ы к н е с м о ч е н н о й , т. е. ф р о н т а с м а ч и в а н и я . В т о ж е в р е м я т ео р ет и ч еск и е кривы е, н а й д ен н ы е с п ом ощ ь ю у р а в н ен и я д и ф ф у ­ зи он н ого ти п а, и м ею т п л ав н ую ф ор м у, ук азы в ая на п л ав н ое равс у в е л и ч е н и е м х. О б э т о м ж е п и ш у т н ом ер н ое ум еньш ени е К л ю т, Б р ю с и Р а сс ел . П о эт о м у опы тны е д ан н ы е оп р ов ер гаю т в озм ож н ост ь п р и л ож ен и я теор и и д и ф ф у зи и в собств ен н ом см ы сл е этого сл ов а. К ол и ч еств о влаги , п ер ед в и н ув ш ееся по к ол он н е, п о д ­ ч иняется ур ав н ен и ю д = = Л /^ “ + а, (3 9 ) а дал ьн ость п р одв и ж ен и я ф рон та см ачи ван и я — уравн ен и ю x = (4 0 ) г д е А , а, В VI Ь — к о н с т а н т ы , Q — к о л и ч е с т в о м X — р асстоя н и е от н ач ал а колонны . К онстан та Л равна: влаги , t — ^в р е м я г д е d — о б ъ е м н ы й в е с в г/см ® , Wa — п о с т о я н н а я в л а ж н о с т ь , п о д ­ д ер ж и в а ем а я на том к он ц е колонны , от к уд а он а ув л аж н я ется , Wi — н а ч а л ь н а я в л а ж н о с т ь к о л о н н ы , п р и н и м а е м а я о д и н а к о в о й п о всей е е д л и н е. С корость п ередви ж ен и я ф ронта см ачивания вы р аж ается ур а в ­ н ен и ем ^ = (4 1 ) Н и л ь се н , Б и гга р и Д э в и д с о н (N ie ls e n , B ig g a r a n d D a v id s o n , 1962) п одвергл и п р овер к е о б щ ее ур ав н ен и е дв и ж ен и я воды в д и ф ­ ф узи он н ой ф ор м е дв д dt дх (4 2 ) С в о и опы ты он и в ел и н а г о р и зо н т а л ь н ы х н асы п н ы х к о л о н ­ н а х , в к о т о р ы х м о г л о з а д а в а т ь с я л ю б о ^ В Д . О к а за л о с ь , ч т о при. В Д = — 200 б а р ' зав и си м ость х от гд е х — расстоян ие, до к о т о р о г о п р о д в и н у л с я ф р о н т с м а ч и в а н и я , а ^— В р е м я , о к а з а л а с ь л и н ей н о й . П р и в е л и ч и н а х ж е В Д о т 5 0 0 0 0 д о 100 0 0 0 б а р л и н е й ­ н а я за в и с и м о с т ь н а р у ш а л а с ь (р и с. 1 20) и р а с с ч и т а н н ы е к р и в ы е ' В подлиннике — 0,2 мб. Авторы пользовались в качестве единицы изме­ рения «миллибаром», принятым в метеорологии (см. стр. 494). 413 переставали совпадать с наблюденными. Из этого, по мнению авторов, следует, что указанным уравнением движение воды в почве описываться не может и что допущения, лежаЩие в его основе о том, что поток пропорционален градиенту давления и подчиняется закону Дарси, не оправдываются. Пек (Реек, 1964), повторив опыты трех названных исследова­ телей, пришел к обратному результату; он утверждает, что Рис. 120. Распределение влаги в горизонтальной колонне пылеватого су­ глинка Колумбия в разные моменты времени (по Нильсену, Биггару и Дэвидсону). а — при всасывающем давлении 200 бар (рассчитанные кривые совпадают с экспери­ ментальными), 6 прй всасывающем давлении 100 000 бар (рассчитанные кривые / не совпадают с экспериментальными 2). уравнение движения остается в силе. Однако следует отметить, что Пек работал со сланцевой пылью, в которой, судя по опытам Янгса (Youngs, 1958а, Ь), благодаря ее сравнительно грубому гранулометрическому составу (частицы 0,04—0,125 мм) сорбци­ онные явления почти отсутствуют. Поэтому вывод Пека следует считать имеющим лишь ограниченное значение. Очень существенное замечание по поводу возможности использования уравнения диффузионного типа для описания передвижения влаги в почве сделано Янгсом (1958а). Он указы­ вает на то, что расчет с применением указанного уравнения воз­ 414 можен лишь до тех пор, пока поток направлен в одну сторону. Как только инфильтрация (даже в горизонтальном направле­ нии) прекраш,ается, начинается рассасывание, которое для раз­ ных точек на профиле идет по различным промежуточным кри­ вым, соединяющим между собой нисходящую и восходящую ветви гистерезисной петли. Это значит, что, прежде чем влага Рис. 121. Насыпная колонна из сланцевой пыли (по Янгсу). а — распределение влажности в момент окончания впитывания; б — рас­ пределение в колонне всасывающего давления (в см вод. ст.): I — непо­ средственно перед окончанием впитывания, 2 — сразу после окончания впитывания; в — зависимость всасывающего давления от влажности; 1 — при увлажнении, 2 — при иссушении. начнет расходоваться, уж е происходит значительное увеличение (абсолютное) всасывающего давления, в силу чего после прекра­ щения инфильтрации, когда начинается перераспределение влаги, распределение потенциала меняется внезапно, как это показано на рис. 121 б, в. Точки Р и Q занимают новые места Р' и Q'. Янге считает, что описание передвижения влаги в пористом теле после окончания инфильтрации должно опираться на учет распределе­ ния потенциала в этом теле. Однозначность функции D{Q), т. е. зависимости величины диффузивности от влажности, экспериментально проверялась 415 Роулинсом и Гарднером (Rawlince and Gardner, 1963). Они уста­ новили, что эта функция не однозначна, т. е. что диффузивность не есть функция только влажности. Свартцендрубер (Swartzendruber, 1963b) тоже считает, что диффузивность D является функцией не только влажности 0, (?0 и предполагает, что она зависит еще и от градиента влаж ности^ . Подчеркнем со своей стороны, что здесь речь может идти только о формальной аналогии уравнения (38) с уравнением диффузии, так как настоящая диффузия является перемещением частиц в направлении убывайия их концентрации, обусловленным их тепловым движением, в то время как в нашем случае движе­ ние влаги обусловлено соответствующими силовыми полями. Резкое же замедление движения влаги вскоре после окончания впитывания и резкость фронта смачивания обусловлены следую­ щим. В момент окончания впитывания в почве остается некоторое количество свободной гравитационной влаги. Это количество тео­ ретически равно разности между полной и наименьшей влагоемкостями. Фактически же оно обычно бывает меньше на величину объема защемленного воздуха. Это количество свободной грави­ тационной влаги ввиду того, что оно невелико, быстро стекает за пределы фронта смачивания (в том его положении, в каком он находился в момент окончания впитывания) в более сухой ниж­ ний слой почвы. В последнем указанное количество влаги сразу переходит в связанное состояние, насыщая почву до влажности, равной НВ или близкой к ней, и становится почти неподвижным. После этого может происходить лишь медленное пленочное рас­ сасывание влаги в ниже лежащий сухой слой. Таким образом, та часть сухого нижнего слоя, которая находилась в момент пре\ кращения впитывания непосредственно под фронтом смачивания, ; как бы схватывает и удерживает стекающую гравитационную ! влагу, увлажняясь в то ж е время до НВ. Именно поэтому фронт ! смачивания сохраняет присущую ему резкость, а движение влаги J почти прекращается. Последнему способствует возникновение f испарения по окончании впитывания, которое быстро понижает ' (алгебраически) ВД в поверхностном слое почвы и тем самым, / вызывая восходящее передвижение влаги, затормаживает сте­ кание. Все эти явления выражены тем резче, чем ниже влаж­ ность ниже лежащего сухого слоя. Иллюстрацию только что сказанному мы находим на рис. 122, заимствуемом нами из работы Стэпля (Staple, 1962). На рисунке, где представлено перераспределение влаги в насыпной колонне из пылеватого суглинка Гринвиль после промачивания, видно, что фронт смачивания от момента времени О час. (окончание впи­ тывания) до момента времени 3 часа и от момента времени 3 часа до момента времени 1 сутки отчетливо сдвигался книзу, передвигаясь параллельно своему первоначальному положению. 416 За сутки он передвинулся примерно на 1 дм. После этого харак­ тер передвижения влаги изменился. Все остальные кривые, соот­ ветствующие моментам времени 1, 2, 4 и 8 суток, пересекаются в одной точке на глубине около 5 дм. На этой глубине фронт смачивания, которому соответствует влажность около 24%, оста­ вался до конца опыта, лишь медленно отдавая влагу в ниже лежащие слои и теряя свою резкость. Если в течение первых су­ ток передвижение влаги можно назвать стенанием, то в дальней­ шем передвижение приобретает характер рассасывания. НВ этой почвы равно примерно 25—26%. Рис. 122.. Перераспределение влаги в насыпной колонне из пылеватого суглинка Гринвилль в раз­ ные моменты времени после окончания впитыва­ ния (по Стэплу). Цифры у кривых означают время в часах или сутках* протекшее после окончания впитывания. Уравнение (38) соответствует направлению потока в сто­ рону х. Для горизонтального направления - ^ —0 и уравнение (38) превращается в dt дх ^ дх (43) Для вертикального направления, т. е. для направления в сто­ рону Z , = 1 и уравнение (38) переходит в dt 27 Заказ № 405 ' i o дх ^ ± K ■дх (44) 417 причем знак ( + ) относится к нисходящему движению, а знак минус (— ) — к восходящему. Как мы знаем, величина D является произведением двух дМ членов уравнения (37), из коих один-----— не является вслед­ ствие гистерезиса однозначной функцией влажности. Поэтому решение уравнения (38) HrTTpOTBB'OTfHHx от него ограничено слу­ чаями либо увлажнения, либо иссушения. Решение уравнения (38) требует, кроме того, знания функцио­ нальных зависимостей между влажностью 0, величиной капиллярно-сорбционного потенциала М тГ^кятшллярлпй гтров_одимости К. Иллюстрацию" связй~1йежду М и 0, между D и 0 и К' и М мьтдаем на рис. 123, заимствуемом из работы Гарднера (19586). Все три почвы, отличающиеся друг от друга по гранулометриче­ скому составу, дают аналогичные кривые. Из рис. 123 а видно, что ВД сначала, от величины около 0,001 атм. до величины 0,1 атм., уменьшается (алгебраически) очень быстро при ничтожном, уменьшении влажности.. Дальней­ шее уменьшение влажности на несколько процентов вызывает лишь ничтожное уменьшение ВД (на кривых появляется «сту­ пенька»). Затем ВД снова начинает падать чрезвычайно быстро при медленном уменьшении влажности. На рис. 123 б видно, что при малых абсолютных величинах всасывающего давления 5 от 10“^ до 10“' атм. (т. е. при высоких влажностях) капиллярная влагопроводность К почти не меняет­ ся, а далее, начиная с S, равного 10~' атм. (для глины Чайно начиная с несколько меньших величин), влагопроводность начи­ нает резко падать и при S, равном 10 атм., снижается примерно одинакова для всех трех почв до 10“®см/сутки. Закономерности, иллюстрируемые графикам на рис. 123 б, хорошо коррелируют с тем, что иллюстрируется на рис.'123 а: влагопроводность остается высокой до тех пор, пока остается высокой влажность (на рис. 123а до 5 = 1 0 “' атм., т. е. примерно 0,1 атм.), хотя ВД в этом интервале значительно уменьшается. И только после того, как влажность начнет заметно снижаться, резко снижается и влагопроводность. Из рис. 123 в видно, что величины логарифма Z) и влажности 0 связаны линейной зависимостью, т. е. что lg D = a0, или D = = 10“®, т. е. диффузивность связана с влажностью экспоненци­ альной зависимостью. В работе, из которай мы заимствовали только что рассмот­ ренные рисунки, Гарднер (19586) указывает, что связь между диффузивностью и влажностью может быть выражена в' форме Z) = D oexpP(a) — (45) где Do — диффузивность при дао, т. е, начальной влажности, а р — постоянная. 418 а — зависимость логарифма всасывающего давления (атм.) от влажности почвы (в процентах от веса), б —зависимость логарифма проводимости (см/сутки) от логарифма всасывающего давления (атм.), в —зависимость логарифма диффузивности (см^мин.) от влажности почвы (в процентах от веса почвы).. Диффузивность обнаруживает своеобразную зависимость от температуры. По наблюдениям Гарднера (Gardner, 1959), в лег­ ких суглинках диффузивность в пределах О—40° возрастает с ро­ стом температуры, в средних суглинках почти не изменяется, а в глине уменьшается. Влияние на величину диффузивности обменного натрия и электролитов изучалось Гарднером, Мэйхью, Гертценом и 27* 419 Бауэром (Gardner, Mayhugh, Goertzen and Bower, 1959). Они нашли, что резкое снижение диффузивности наблюдается при со­ держании обменного натрия от 15 до 25% емкости обмена. Повы­ шение содержания электролитов в почвенном растворе до 10 м-экв/л сильно повышало диффузивность, а нормальная'кон­ центрация восстанавливала диффузивность полностью даж е при полной насыщенности почвы натрием. Общее решение основного уравнения (38) является трудным ввиду того, что для любых граничных условий нужно знать зави­ симость между 6, М и jK. Зависимости эти, как правило, очень сложны и обычно требуют численных, методов решения. Трудно­ сти осложняются еще и тем, что если К является, вероятно, одно­ значной функцией от 6, то М и D вследствие гистерезиса заве­ домо не являются однозначными фунщйями-от 6. Более простым является решение уравнения в том случае, когда оно относится к установившемуся потоку [см. (35)] + ^ \ (46) / Чайльдс (Childs, 1956) дает следующее решение этого урав­ нения. При вертикальном нисходящем потоке плюс заменяется мину­ сом, так как вертикальная ордината отсчитывается снизу. Вели­ чина л; заменяется величиной г. Принимая во внимание, что z = Z , из уравнения (35) получаем: д дг Первая ступень интегрирования дает; где Ко — постоянная. Это уравнение аналогично уравнению Д ар­ си; /Со — скорость потока вниз по колонне. Из него следует; ^ = ^ + 1. (49) Решая уравнение вотношении г и интегрируя от уровня грун­ товых вод, где г = 0 и Л1 = 0, до высоты г, где ВД равно М, полу­ чаем -м Z— 420 d(-M ) . Для случая горизонтального потока, где гравитационный член потенциала равен нулю, уравнение (49) превращается в дМ Ко ■ ■ (51) дг К Уравнение (38) при неустановившемся потоке может быть проинтегрировано при условии, что нам известна зависимость ме­ ж ду К, Л1 и 0. Наиболее общей функцией /С от М является ^ = 1 ^ ’ (52) где Ш — всасывающее давление, а, Ь и п — константы, причем п увеличивается с возрастанием грубости гранулометрического со^ става. Для насыщенной почвы М — 0 и К=а/Ь, т. е. величина ajb есть коэффициент фильтрации. Для большинства исследованных почв наилучшие результаты получались при п, равном 2 или 3. Однако решение очень слож­ ное. Гарднер (1958а) исследовал несколько случаев. Случай 1 .« = 1, ^ = ^ '1 п (а Ж + Р)Н-С. (52а) Случай 2. п = 2, , 2T= - ^ t a n - ' | / | 7 И + С. ' (526) Случай 3 .п = 3 , ^- 1аi ] 6^2 1п — + +' Ч - tan -11 .^ 2 /3^ -,2 у"3 / +' С,’ (52в)' гдеуЗ=Ь . Случай 4. п = 4, z = - 1 I М2 + дМ У 2 -f р2 4рЗ / 2 2рЗ / 2 \M2 — p M V 2 + p 2 J + V р2 — AI2 / гдер ^ = = -|-. Буква С во всех этих четырех уравнениях означает константу интегрирования, a = q ja, ^ = а.Ь-\-\. На рис. 123 б для глины Чайно п = 2, для песчанистого суглин­ ка Пачаппа п = 3 . ^ 421 Аллэр (Hallaire, 1949 и 1960) для зависимости проводимости от S нашел выражение; а К (53) S — 1000 которое хорошо выполняется при ВД, превышающем 1 атм. Общее решение уравнения (31) еще труднее. Филип (Philip, 1955) для случая инфильтрации применил пре­ образование Больцмана, заключающееся во введении новой функции = (54) что позволяет превратить дифференциальное уравнение в част­ ных производных в обыкновенное дифференциальное уравнение. Этот ж е прием рекомендуется Клютом (Klute, Bruce and Russell, 1956), Гарднером и Мэйхью (1958), Гарднером (1955Ь и 1958а) и др. Для простейшего случая движения воды в горизонтальной колонне имеется уравнение (43); <90 dt дх \ D дх Введение в него функции Больцмана дает (fl rf0 — d I М d<f df (55) Умножив обе части н а - ^ , получаем; d% (56) d<f Интегрирование ведет к и dO j f d d = - 2 D - df ’ (57) подчиненному условиям; 00’ ? = 0, Т — с», откуда е. dO df 0. Это уравнение решается путем интегрирования с одним на­ чальным условием, определяемым из опыта и далее уточняемым путем повторного интегрирования. 422 Для вертикального движения, решая уравнение с примене­ нием преобразования Больцмана, Филип (Philip, 1957а) для глу­ бины промачивания л: получает; со (58) 7/г = 1 ИЛИ А- = + • • • + / . (0) (59) в котором коэффициенты ф, х, 'Ф и т. д. суть функции 0, являю­ щиеся решением серии ординарных уравнений, которые могут быть решены простыми численными методами. Ряд (59) схо­ дится очень быстро, так что требуется нахождение лишь немно­ гих первых его членов. Следует указать, что преобразование Больцмана вносит суще­ ственные ограничения в возможность решения уравнения дви­ жения, а именно требуется одинаковая исходная влажность во i всей почвенной колонне и ее полубесконечность. Ашкрофт, М арш,| Эванс и Боэсма (Ashcroft, Marsh, Evans and Boesma, 1962) пред-| лагают иной метод, более сложный, но устраняющий указанные’ ограничения. Результаты проверки этого метода дали хорошее схождение с расчетами Гарднера и Мэйхью (Gardner and May­ hugh, 1958). Из сказанного видно, что решение уравнения потока влаги даж е в простейших случаях является довольно сложным. Кроме того, применение уравнения диффузионного типа, как мы видели, встречает и принципиальные возражения. Не слу­ чайно, например, Судницын в своей работе (1964) вообще пред­ почитает не пользоваться уравнениями этого типа. 3. Впитывание влаги в почву Жидкая влага поступает в почву сверху в форме дождевых, талых или ирригационных вод, причем влага проходит через поверхность почвы. Этот процесс прохождения через поверхность называется впитыванием влаги в почву, или поглощением влаги почвой. Впитывание является первой стадией процесса инфильтраций, второй стадией которого является просачивание или филь­ трация, т. е. дальнейшее передвижение и перераспределение впи­ тавшейся влаги в почве. Впитывание влаги в почву ^ — очень важное звено влагообо­ рота, так как с ним связано накопление в почве запаса влаги, доступной для растений, пополнение запаса грунтовых вод, воз­ можность возникновения поверхностного стока и т. д. Влага, впитавшаяся в почву, становится составной частью по­ следней и далее передвигается в последней по определенным за­ конам, с которыми мы познакомимся ниже. Главным свойством 423 \ / почвы, от которого зависит скорость и характер передвиже­ ния почвенной влаги, является водопроницаемость почвы; Ско­ рость же впитывания влаги xapaKfepH'syeT’csi величиной коэффи­ циента впитывания (или коэффициента поглощения), который впервые был введен Костяковым (1932). Он указал, что коэффи­ циент впитывания изменяется в процессе впитывания , (см. гла­ ву VI, рис. 81). Костяков в той ж е работе дал и математическую трактовку изменения коэффициента впитывания. Если начальная величина этого коэффициента равна Кк, то в процессе впитыва­ ния воды почвой этот коэффициент уменьшается, стремясь в пределе сделаться равным величине КФ, т. е. коэффициенту фильтращш Дарси. КФ характеризует'скорость филь­ трации воды через почву, насыщен­ ную влагой. Коэффициент впитыва­ ния в некоторый момент времени t, равный Kt, по Костякову, находится в следующей зависимости от началь­ ной величины Кн'Время (60) K t = J<JL Р и с. 124. К ри в ая и зм ен ен и я е к о эф ф и ц и ен та впиты вания. С х ем а (п о К у зн и к у ),. . где а — постоянная величина мень­ ше .единицы. Начальная же величина коэффициента впитывания, по Ко­ стякову, связана с коэффициентом фильтрации Дарси Ко такой зависимостью: (61) где Т — в’ремя, в течение которого при просачивании воды в дан­ ную почву устанавливается постоянный расход воды, т. е. явле­ ния поглощения переходят в явления фильтрации. Из рассмотренной выше формулы Костякова, как было пока­ зано И. А. Кузником (1951) , может быть найдена зависимость, суммарной инфильтрации от времени. Выделим на кривой изме­ нения коэффициента впитывания (рис. 124) элементарную пло­ щадку с ординатой К и основанием dt. Площадь этой площадки представляет собой величину просачивания df за промежуток времени dt: d f^K fd t. (62> Интегрируя это выражение в пределах от О до получим I df = f=lKj-^^dt = ^ t ^ ~ \ 424 (6 3 ) в этом уравнении f есть суммарная величина впитывания за время t. Следовательно, / = (64) йли в общем виде г д е & = 1 а , а= Логарифмируя получаем линейную зависимость l g f = l g a + b l g t . (66) А. Т. Морозов (1935) дает несколько иную формулу зависи­ мости изменения величины коэффициента поглощения от вре­ мени: (67) где В — некоторая постоянная, — количество профильтровав­ шейся в почву воды. Величина В может быть как больше, так и меньше единицы. В первом случае коэффициент фильтрации с те­ чением времени нарастает, а во втором — уменьшается. Увеличе­ ние коэффициента поглощения со временем — случай довольно редкий, но все же возможный. Такое явление может наблюдаться, например, тогда, когда возрастает концентрация солей в фильт­ рующейся воде, что повышает степень агрегации частиц. На основании многочисленных определений коэффициента поглощения Н. Ф. Созыкин предложил для лесных подзолистых почв следующую формулу зависимости величины коэффициента поглощения от времени: К г-= К ,Л --^ (68) (обозначения те же, что и у Костякова). Для указанных почв, по данным Созыкина, эта формула дает лучшее схождение с наблюденными данными, нежели формула Костякова. Созыкин получил следующие уравнения для несколь­ ких почв (в мм/30 мин.). Темно-серая тяжелосуглинистая почва под кленово-липовой дубравой: Среднеподзолистая суглинистая почва на покровном суглинке под ельником-кисличником: /С ,= - ^ + 2 ,6 7 . 425 Сильноподзолистая суглинистая почва на морене под ельни­ ком-черничником: I /С ,= ^ ^ + 0 ,3 6 . Среднеподзолистая почва на морене под ельннком-зеленомошником: Хорошее подчинение процесса впитывания воды в лесные поч­ вы- в формуле Созыкина обнаружил и А. Р. Родин (1958). Созыкин сделал также попытку связать величину коэффици­ ента фильтрации (т. е. величину установившегося расхода на про­ сачивание) с пористостью почвы. Использовав результаты опре­ деления водопроницаемости для' 15 почв'с весьма различным механическим составом — от песков до тяжелых суглинков, Созы­ кин нашел, что величина установившегося расхода не обнару­ жила удовлетворительной корреляции с величинами и Ро^, где Р — общая скважность, а Ро — «действующая» скважность, т. е. та часть скважности, которая не заполняется связанной водой. Величину Ро Созыкин определяет как разность между полной скважностью и той ее частью, которая остается занятой водой при влажности, равной НВ. Наоборот, была обнаружена удов­ летворительная корреляция между величинами установившегося расхода и величинами о 'О Л O im n . 100— Р где /г — глубина залегания в почвенном профиле «узкого места», т. е. горизонта с наименьшей водопроницаемостью, а Pomin — его «действующая» скважность. В результате анализа этих данных и расчетов Созыкин прихо­ дит к выводу о том, что во всем взятом ряду подзолистых почв — от песков до тяжелых суглинков — величина установившегося расхода воды зависит от «действующей» скважности почвы в ил­ лювиальном (т. е. наименее проницаемом) горизонте. Возможно, говорит Созыкин, что влияет и мощность этого горизонта, но это влияние осталось неясным. Установившийся расход зависит также от глубины залегания иллювиального горизонта. Введение в расчет этой величины (Л) повысило коэффициент корреляции. На основании тех ж е данных Созыкин вывел следующие урав­ нения регрессии: /Со = 2 1 Р о - 162, (69) Ро \2 /Го = 2 4 ,4 h -15, (7 0 ) 100 — Р где Ко — расход воды в мм/час. 426 Первое из этих уравнений для тяжелых суглинков непригодно. Зависимость между величиной коэффициента фильтрации и пористостью раньше была установлена Козени (Kozeny, 1927), который нашел, что КФ пропорционален выражению пЗ (1 -р )2 • где р — пористость. Теоретический анализ процесса впитывания влаги почвой, вы­ полненный А. Г. Гольдманом (1947), показал, что: 1) скорость впитывания воды с поверхности обратно пропор­ циональна квадратному корню из времени, протекшего с момента начала впитывания. Впервые эта зависимость была установлена Козени; . 2) количество воды, впитавшейся в почву за время t, прямо пропорционально корню квадратному из продолжительности впи­ тывания t \ 3) скорость впитывания в любой момент времени равна по­ ловине средней скорости впитывания за- истекшее время. Первые два вывода подтверждают справедливость формулы Костякова, если мы положим а = 0,5. Первоначальная величина коэффициента впитывания зависит от величины свободной емкости почвы, под которой понимается разность между полной влагоемкостью почвы и начальным содер­ жанием влаги. Рейнхардт и Тэйлор (Reinhardt and Taylor, 1954) показали, что суммарная величина впитывания за 30 или 60 мин. нахо­ дится в линейной зависимости от свободной емкости почвы: у = 0,50 + 0,45л’ для 30 мин. и ■ у = 0,58 + 0,30л: для 60 мин., (71) где у —суммарное впитывание за 30 или 60 мин. вдюймах во­ дяного слоя, а X — свободная емкость (т. е. разность между ПВ . и начальным содержанием влаги) в дюймах водяного слоя в верхнем 6- или 12-дм слое почвы. Айерс и Виркаманаяке (Ayers and Virkamanayake, 1958) по­ лучили почти тождественное уравнение регрессии 3, = 0,43 + 0,38 а' (72) для суглинка Гвельф. Это уравнение вместе с отдельными наблюдениями, на осно­ вании которых оно было выведено, представлено графически на рис. 125. На рис. 126 изображен ход постепенного восстановления свободной емкости в верхнем 15-см слое в процессе дальнейшего просачивания впитавшейся воды. 427 У м ен ь ш ен и е ск о р о ст и впиты вания во в р ем ен и за в и с и т н а р я д у с д р у ги м и ф а к т о р а м и от о б р а зо в а н и я на п о в ер х н о ст и почвы п о д д ей с т в и е м д о ж д я корочки. Д ь ю л и (D e w e ly , 1940) с п ом ощ ь ю Рис. 125. Зависимость между суммарной инфильтрацией за 20 мин. в 6-дм слое почвы и свободной емкостью (по Айерсу и Виркаманаяке). м и к р о ф о т о г р а ф и и у ст а н о в и л , что бы ст р о е у м ен ь ш ен и е ск о р о сти впиты ван ия в л аги при в ы п а д ен и и д о ж д я с о п р о в о ж д а е т с я о б р а ­ зо в а н и ем очень тон к ого (тол щ и н ой в н еск о л ь к о м и л л и м етр о в ) % Рис. 126. Зависимость между свободной емкостью и временем, протекшим с момента окончания впи­ тывания, в 6-дм слое почвы (по Айерсу и Виркаманаяке). у п л о т н ен н о го сл о я на п о в ер х н о ст и почвы, ч е р е з к оторы й в о д а п р о х о д и т м ед л ен н о . Э т от сл о й о б р а з у е т с я ч асти ч н о в сл ед с т в и е разруЩ ени я стр уктур ы д о ж д е в ы м и к ап л я м и , а ч асти ч н о в с л е д ст428 вие сортирующего действия струек воды, стекающих по поверх­ ности и способствующих такой укладке тонких частиц вокруг крупных, при которой образуется слабо проницаемая пленка, придающая поверхности гладкость. Такой слой может образо­ ваться за 20— 30 мин. Удаление этого слоя при условии после­ дующей защиты поверхности почвы от прямого действия капель дождя каким-либо рыхлым материалом полностью восстанавли­ вает водопроницаемость. Предварительные данные показывают, что этот поверхностный слой не только имеет больший объемный вес, но и содержит больше крупных частиц и меньше органиче­ ского вещества вследствие вымывания мелких частиц струйками воды, текущими по поверхности. Влияние соломенной мульчи (по сравнению с обнаженной рыхлой поверхностью почвы) на впитывание воды иллюстрируется следующими данными, приве­ денными в табл. 83. Таблица 83 В лияние ры хления и м ульчирования н а водопроницаем ость . ( п о д а н н ы м Д ь ю л и , 1 940) Почва Песчаный суглинок Ланкастер Пылеватый суглинок Кнокс Пылеватый суглинок Маршалл Тяжелый пылеватый суглинок Бэтлер Иловатый суглинок Пауни Состояние поверхности Мульча Рыхлая То же Д литель­ ность опыта, часы 12,8 4 ,7 15,9 9 ,3 14,0 9 ,6 13,5 7 ,0 10,6 7 ,0 Суммарное впитывание, дюймы 28 ,0 3 ,5 2 4 ,6 5 .9 б .З 2 1 ,9 2 .7 2 0 .2 4 .9 Скорость впитывания в конце д/ч ас., 0 ,9 2 0 .3 2 0 ,9 8 0 ,2 5 0 ,2 0 0,21 0 ,5 0 0 ,1 5 0 ,3 8 0 ,2 9 Наблюдения Дьюли позднее были подтверждены Мак Интайром (Mclntire, 1958). Он исследовал водопроницаемость почвы, на поверхности которой с помощью искусственного дождя была образована корочка. Путем изучения тонких шлифов почвы, сде­ ланных через ее поверхностный слой, было установлено, что корочка состоит из тонкой (0,1 мм) плотной «кожицы» на поверх­ ности и вмытого слоя толщиной 2,5— 1,5 мм, в котором пори­ стость значительно уменьшилась. Проницаемости были соответ­ ственно 5-10”'^ и 5-10-® см/сек., в то время как подстилающий слой имел проницаемость 10"^ см/сек. На величину коэффициента впитывания влияет и состав ра­ стительности П. П. Похит'он (1953) показал, что водопроницае­ мость чернозема под культурами различных древесных пород 429 в Тростянецком дендропарке характеризовалась следующими ве­ личинами: П орода В одопрон и цаем ость , с поверхности, м м /ч а с П орода В одопрон ицаем ость с поверхности, м м /ч а с Ель европ ей ская . 236 Д уб череш чаты й .1 0 4 5 В я з г л а д к и й ................................1 4 7 3 . . 232 О рех черны й. кон ский . 435 Л е с н а я п о л я н а ............................1 7 4 Б ар х а т А м урский . 130 Ч исты й Л ещ ина . К аш тан . . Я в о р ..................................................... 7 2 8 . . . ,2 4 9 2 п а р ....................................121 Автор объясняет уменьщение водопроницаемости под некото­ рыми породами тем, что они способствуют распаду структурных отдельностей вследствие оглеения, вызываемого ежегодным от­ падом. ; Мазурак и Конард (Mazurac and Conard, 1959) сравнивали начальную скорость впитывания и ее изменение в течение 7 час. на делянках с различными травами и в качестве контроля на де­ лянках с севооборотом пшеница — пар или пшеница — овес, т. е. ежегодно пахавшихся. Измерения производились после 7-летней непрерывной культуры трав и указанного севооборота на почвах: бруниземе, черноземе и каштановой. Было найдено, что в течение первых 20 мин. на всех почвах наибольшая скорость впитывания наблюдалась под зерновыми. В дальнейшем скорость инфильтрации под ними падала быстрее, чем под травами, и в конце 7-го часа под большинством испыты­ вавшихся трав скорость впитывания была больше, чем под зер­ новыми. • Следовательно, почва под зерновыми лучше поглощает дожди малой продолжительности и хуже дожди большой продолжи­ тельности. Джемисон (Jamison, 1947) описывает случай очень плохого впитывания воды в песчаную почву под плантацией цитрусовых. Дождевание слоем воды в 4 дюйма на плантации из грепфрута обеспечивает увлажнение почвы на глубину 5 футов лишь на по­ ловине площади, причем лишь на одной трети влажность доходит до величины НВ. Такая плохая смачиваемость есть следствие свойств органического вещества. Это, однако, не связано с при­ сутствием В О С К О В или жиров, а является, по-видимому, поверх­ ностно-коллоидальным явлением. Вспашка на глубину 3 дюйма значительно улучшает равномерность смачивания. М. К. Буш и В. Я. Капост (1956) указывают на то, что под сосновыми насаждениями песок с поверхности часто имеет гид­ рофобные свойства, что сильно понижает его водопроницаемость. По их наблюдениям на Мангальских дюнах в окрестностях Риги, скорость впитывания 25-мм слоя воды в зависимости от степени гидрофобности песка варьировала от 20 до 850 сек. 430 4. И нф ильтрация Под термином «инфильтрация» мы понимаем процесс посту­ пления влаги в почву и дальнейшее передвижение ее в почве. В этом процессе мы различаем три стадии: 1) впитывание, /' 2) инфильтрацию при непрекращающемся впитывании и 3) пере­ распределение влаги в почве по окончании впитывания. Впитывание рассматривалось в предыдущем разделе, а две / другие стадии рассмотрим теперь. Процесс инфильтрации в. самом простейшем виде может быть уподобен (Anderson, 1946) передвижению воды в цилиндриче­ ском капилляре, которое подчиняется уравнению Пуазейля: • ^ = (7 3 ) где V — объем жидкости, протекающей в единицу времени через капиллярную трубку с радиусом г и длиной /, т] — вязкость и (Pi — Р2 ) — разность давлений на концах трубки. Уравнение Пуа­ зейля напоминает уравнение Дарси. Отношение ^ ^ ■ соот­ ветствует V Ф, V соответствует V в уравнении Дарси и коэффици­ енту фильтрации соответствует выражение . Рассмотрим случай вертикального движения в поле тяготе­ ния. В этом случае (pi — рг) является суммой трех слагаемых: , 1) дефицита поверхностного давления, создаваемого вогнутой ^ поверхностью раздела вода—воздух на нижнем конце водной колонны, которое тянет колонну вниз; 2) веса колонны, имеющей длину /; если вода постоянно подается на верхний конец трубки, то I и, следовательно, вес колонны возрастает; 3) внешнего гид­ ростатического давления слоя воды над концом капилляра, рав­ ного /г, которое может быть создано, например, подключением к капилляру резервуара с водой. Из геометрических соображений следует, что dl dt dt так что уравнение (73) переходить 8/7] dl Pi p2~-pr-di ИЛИ dl dt r2 ^87, I Преобразуем уравнение Пуазейля, приложенное к свободному нисходящему движению воды в капилляре, в дифференциальное 43 уравнение. Первое из вышеупомянутых слагаемых превратится 2а В -у - , где 0 — поверхностное натяжение воды, а г —-радиус ка­ пилляра. Второе слагаемое превратится в p g l , где р — плотность воды, а g — ускорение силы тяжести. Третье слагаемое, если оно существует, примет вид p g h , где /i — высота уровня воды в резер­ вуаре над верхним концом капиллярной трубки. Подставив эти значения в уравнение (74), получим для скоро­ сти нисходящего передвижения фронта Bn&fn в капилляре сле­ дующее; г2 / 2з 8-/] dl I 1 / Г2 \ 2а I \Sri (r^gh? 8-q + 8У) или dl (75) dt где для удобства положено; г2 8^ 2а i .V и 8/1 kl и ^2 — константы для данного капилляра или данной почвы. Из уравнения (75) видно, что скорость инфильтрации dlldt вначале очень велика, так как / вначале мало, а 1// велико. На­ чальная большая скорость инфильтрации создается первым и вторым слагаемыми, которым приходится действовать на очень короткую колонну. По мере инфильтрации / возрастает, а первый член в уравнении (75) асимптотически уменьшается, в то время как небольшой, но постоянный член kz делается все более значи­ мым. Этот член математически характеризует «асимптотическую величину, которая может рассматриваться как почвенная харак­ теристика». Он действительно является характеристикой инфильтрационных свойств, поскольку содержит в себе величину ради­ уса г. Однако было бы неправильно игнорировать значение члена kl и двух объединяемых им слагаемых; они тоже не менее харак­ терны, чем kz. Они описывают начальные стадии инфильтрации, когда причиной движения влаги являются преимущественно пер­ вый и третий факторы. В уравнении (75) г является не более как «удобной почвенной характеристикой». При ненасыщенном потоке г — это влагопро­ водность почвы при данной влажности. При низком содержании влаги последние члены в уравнении (75), куда г входит во вто432 рой степени,-делаются пренебрежимо малыми, причем второй член правой части при ненасыщенном' потоке выпадает совсем, так как гидростатическое давление исчезает. Экспериментально процесс инфильтрации влаги в почву изу­ чался Бодманом и Кольманом (Bodman and Colman, 1944), Кольманом и Бодманом (Colman and Bodman, 1945), Маршал­ лом и Старком (Marshall and Stirk, 1949), Миллером и Ричард­ сом (Miller and Richards, 1952), Миллером и Мак Мэрди (Miller and McMurdie, 1953), Тэйлором и Хэйзером (Taylor and Heuser,-1953), Янгсом (Youngs, 1957, 1958а, 1958b), Каннель и Стольци (Cannell and Stolzy, 1962) , Судницыным (1964) и др. Почти все эти работы, за исключением работ Тэйлора и Хэй­ зера и Каннель и Стольци, а также ряда опытов Судницына, выполнены на насыпных колоннах. Обобщая результаты этих работ, картину поведения влаги в процессе инфильтрации можно представить себе следующим образом. Толща, смоченная инфильтрирующейся влагой, как это было показано Бодманом и Кольманом (1944), может быть поделена на четыре зоны. Эти зоны видны на рис. 127, на котором изобра­ жены последовательно в разные моменты хода инфильтрации возникающие профили влажности для песчанистого суглинка Айоло (рис. 127 а) и пылеватого суглинка Айоло (рис. 127.6). Дополнением служит рис. 128, на котором изображены соответ­ ствующие тем ж е моментам профили гидравлического напора (т. е. в данном случае суммы всасывающего и гравитационного давления). Четыре зоны суть следующие. 1. Зона насыщения, имеющая мощность около 1 см, где влаж­ ность равна полной влагоемкости или даж е несколько превышает ее за счет набухания почвы. Гидравлический напор в этой зоне, равен нулю. 2. Переходная зона мощностью около 15 см, в пределах кото­ рой влажность падает от полного насыщения до 70—80% ПВ, т. е. несколько превышающей величину НВ. В пределах этой зоны гидравлический напор уменьшается (алгебраически) и до-' стигает —30 см вод. ст. в опытах Бодмана и Кольмана и —50, —70 см вод. ст. в опытах Судницына. 3. Зона увлажнения, в пределах которой влажность почти по­ стоянна, лишь слегка уменьшается книзу, но возрастает в ка­ ждом данном слое по мере увеличения глубины промачивания.. Гидравлический напор равен тому, который наблюдается на ниж­ ней границе переходной зоны, слегка уменьшаясь книзу. Его кри­ вая идет почти параллельно прямой, изображающей изменение книзу гравитационного компонента потенциала. 4. Фронт смачивания. Граница смачивания, если почва доста­ точно суха, всегда очень резка, и передвижение жидкой влаги перед ней не наблюдается. Влажность на фронте смачивания 28 Заказ № 405 433 r 'N скачкообразно уменьшается, равным образом как и гидравличе­ ский напор (алгебраически). Анализ рис. 128 показывает, что во всей смоченной толше гид­ равлический напор ниже нуля, за исключением зоны насыщения, где он благодаря наличию слоя воды над поверхностью почвы Влашность. %от веса Рис. 127. Распределение влажности в насыпных колоннах в разные моменты инфильтрации (по Бодману и Кольману). а — п есчан исты й су глин ок А йоло, б — п ы л еваты й суглин ок А йоло. Ц и ф ры у к р и ­ вы х о зн а ч а ю т вр ем я в м и ну тах после, н а ч а л а и н ф и л ьтр ац и и ; BG — вл аж н о сть воздуш н о-сухой почвы , ЭВ ~ эк в и в а л е н т в л аж н о сти , П В — п о л н ая влагоем кость. может быть даже несколько выше нуля. Отрицательные вели­ чины гидравлического напора свидетельствуют, между прочим, о том, что фильтрация влаги по крупным трещинам и щелям (инфлюкцця) может совершаться только в том случае, если эти трещины и ходы открываются непосредственно на поверхность. Более того, крупные ходы и трещины, если они не оказываются ^ ii в области положительных величин напора, могут замедлять дви­ ! жение воды в почве, поскольку они не являются проводящими путями. ----- ———~~ в зоне смачивания по мере увеличения глубины промачива­ ния наклон кривой, изображающей изменение с глубиной гидрав­ лического напора, приближается, как уже сказано, к наклону прямой линии, характеризующей изменение с гл у биной -гр явитяционного компонента напора. Это объясняется тем, что по мере просачивания шШТГ^ёличиНа капиллярно-сорбционного потен­ циала, определяемая скачком влажности на фронте смачивания. Гидравлический напор, см вод. ст. Рис. 128. Изменения гидравлического напора в насыпных колоннах в про­ цессе инфильтрации (по Бодману и Кольману). а —песчанистый суглинок Айоло, б — пылеватый суглинок Айоло. Цифры у кривых означают время в минутах после начала инфильтрации; ГД—гравитационный компонент напора. остается постоян-ной. а градиент этого компонента с увеличением глубины промачивания уменьшается. В целом градиент гравита­ ционного напора в процессе инфильтрации приближается к гр а-' диенту гравитационного давления, равному 1 см вод. ст/см. В Д над фронтом смачивания в опытах Бодмана и Кольмана было равно примерно —30 см вод. ст. в песчанистом суглинке и примерно —25 см вод. ст. в пылеватом суглинке. Скачок же на фронте смачивания равен примерно 10® см вод. ст. Если инфильтрация совершается в предварительно промочен­ ную почву, то чем глубже расположен фронт смачивания во влаж­ ной почве, тем больше суммарный расход влаги до момента начала нового движения фронта смачивания, причем зависимость этого расхода от глубины фронта смачивания в логарифмической 28* 435 форме линейна. Впитывание штаги во_вдлжную_почву происходит медленнее, чем в сухую, нб'скорость передаия^ш й фронта сма­ чивания больше. Так, например, в” пылёваТБГ& суглинок Айоло в опытах Кольмана—Бодмана (1944) за 100 мин. в сухую почву впитался 51 мм воды, причем фронт смачивания достиг глубины 11 см, в то время как во влажную почву впиталось 7 мм, а глу­ бина просачивания достигла 34 см. В песчанистом суглинке Айоло за 100 мин. в сухую почву впиталось 125 мм воды, причем фронт промачивания достиг глубины 37 см. В почву исходно влажную за то же время впиталось 67 мм, но глубина просачива­ ния достигла 61 см. Более быстрое продвижение просачивающейся влаги во влаж­ ной почве, по мнению авторов^ может быть объяснено тем, что во влажной почве происходит вы^^нение новой порадей воды влаги, содержащейся в почве ранее^ ''' ^ Авторы приводят таблицу, в которой показано изменение ско­ рости инфильтрации по мере ее хода (табл. 84). Таблица 84 Скорости инфильтрации, градиенты потенциала и проницаемость в опытах Кольмана и Бодмана (1944) На нижней границе Средняя Глубина переходной зоны в л а ж н о с т ь С к о р о с т ь фронта ильтрации, смачивания, переход­ инф см/сек. ной зоны, влажность, потенциал, см % от веса эрг/г Песчанистый 16,1 2 0,5 3 0 ,6 31 ,6 31 ,0 30,1 2 3 ,0 X 1 0 -^ 1 8 ,3 X 1 0 , 1 2 ,7 X 1 0 -^ 29,1 2 8 ,9 28,8 Пылеватый 15,1 19,3 2 9,6 36 ,5 3 6 ,3 3 5 ,7 3 ,1 2 X 1 0 -^ 2 ,5 9 X 1 0 “ ^ 1 ,9 2 X 1 0 “ ^ 35,2 35,1. 3 4 ,9 Средняя дви­ жущая сила, М ощность' создаваемая переходной градиентом зоны, см потенциала, дин/г суглинок —2,70-104 —2,74-104 - 2 ,7 9 - 1 0 4 6 8 11 5,48X 103 4,40X 103 3,52X 103 8 9 15 4,16X 103 3,92X 103 2,87X 103 су глинок - 2 ,5 5 - 1 0 4 —2,65-104 - 2 ,8 4 - 1 0 4 Из этой таблицы видно, что скорость инфильтрации посте­ пенно уменьшается. Мощность переходной зоны одновременно увеличивается, но ее средняя влажность остается постоянной, так же как и влажность и потенциал над ее нижней границей. Умень­ шение скорости является следствием уменьшения движущей силы (последняя графа таблицы), что в свою очередь воз­ никает благодаря постепенному уменьшению градиента полного потенциала (в связи с увеличением глубины промачивания), 436 который стремится в пределе к градиенту гравитационного потенциала. Хансен (Hansen, 1955) отрицает существование поверхност­ ного слоя с полным насыщением во время впитывания, считая, что он мог наблюдаться в опытах Бодмана и Кольмана только потому, что они работали с насыпными колоннами. С другой стороны, Филип (Philip, 1957с) отрицаех. возмож­ ность существования переходной зоны, установленной Бодманом и Кольманой, и утверждает, что это поверхностный слой, в кото­ ром ВД не является однозначной функцией влажности, но зави­ сит и от глубины от поверхности. Подробное экспериментальное изучение процесса инфильтра­ ции на насыпных колоннах было выполнено Миллером и Ричард­ сом (Miller and Richards, 1952). Результаты их опытов представ­ лены на рис. 129, 130, 131. На рис. 129 показано изменение гидравлического напора с глубиной в разные моменты времени. Из этого рисунка видно, что, как и в опытах. Бодмана и Кольмана, градиент гидравличе­ ского напора (во всех опытах и на всех глубинах отрица­ тельного) с течением времени уменьшается, постепенно прибли­ жаясь к единице, которой характеризуется градиент гидравли­ ческого напора. ' Градиенты в переходной зоне в конце опыта у разных объек­ тов были различны: кварцевая мука —2,9, песчанистый суглинок Танбарк — 1,7, суглинок Гесперия — 1,3, суглинок Айоло — 1,25. Особенностью поведения кварцевой муки является прямолиней­ ность линий на рис. 129. Она говорит о том, что в каждый данный момент градиент гидравлического напора во всей промоченной толще одинаков. В то ж е время (рис. 131) нарастание суммарной инфильтрации изображается тоже почти прямой линией. Оба эти факта говорят, по-видимому, о том, что влажность в пределах промоченной толщи в этом объекте более или менее одинакова и что градиент гидравлического напора (и ВД) с течением вре­ мени уменьшается лишь вследствие увеличения мощности про­ моченной толщи. В двух других объектах, судя по рис. 129 и 131, инфильтрация со временем замедляется, а градиент в пределах промоченной толщи книзу быстро падает. Такое различие между рассмотренными объектами, вероятно, можно объяснить тем, что в кварцевой муке в явлениях поведения влаги почти исключи­ тельную роль играют менисковые силы, в то время как в двух других объектах значительная роль принадлежит силам сорб­ ционным. На рис. 130 а изображено постепенное изменение гидравличе­ ского напора в колонке с песчанистым суглинком Танбарк. Здесь следует отметить довольно быстрое повышение потенциала влаги на любой глубине, после того как через нее пройдет фронт сма­ чивания. Однако резкого скачка не получается, это говорит о том, 437 что и после прохождения фронта смачивания влажность в дан­ ном слое продолжает возрастать. Такой вывод находится в согла­ сии с наблюдениями Басалаева (см. стр. 463), который непосред­ ственно констатировал дальнейшее нарастание влажности за фронтом смачивания при капиллярном подъеме. Из рис. 130 6 гидравличесиий иапор,см вод.ст а — песчанистый суглинок Гесперия, б — суглинок Айоло, в — кварцевая мука. Цифры у кривых означаю т время после начала инфильтрации (а и в — в минутах, б — в часах); ГД — гравитационный компонент напора. видно, что скорость- проникновения В колонну уровней с различ­ ными напорами с течением времени постепенно замедляется, стре­ мясь к нулю. Одновременно величина градиента по глубине в каждый данный момент времени быстро нарастает вплоть до ■фронта смачивания. На рис. 130 в видно, что и в этом случае градиент гидравлического напора с течением времени постепенно падает, приближаясь к градиенту гравитационного давления. Об изменении скорости инфильтрации с течением времени (рис. 131) мы уже говорили. 438 Теперь мы перейдем к вопросу о математическом описании процесса инфильтрации и прежде всего познакомимся с работой Время, мин Рис. 130. Песчанистый суглинок Танбарк. Насыпная колонна (по Миллеру и Ричардсу). — изменения гидравлического напора во времени в процессе инфильтрации на разных глубинах; цифры у кривых — глУЗина в сантиметрах от поверхности колонны; б — проникновение в колонну в процессе инфильтрации фронта сма­ чивания и поверхностей с разным гидравлическим напором, цифры у кривых — гидравлический напор в сантиметрах водяного столба; в — перераспределение в колонне гидравлического напора в процессе инфильтрации, цифры у кри­ вых — разные моменты времени в минутах после начала инфильтрации, г д — гравитационный компонент давления. а Г. А. Алексеева (1948), который дал описание процесса инфиль­ трации влаги в почву за время выпадения дождя. Пренебрегая давлением поверхностного слоя влаги, Алексеев исходит из двух уравненйиГ““уравне1Гвгя баланса влаги в почве и уравнения 439 скорости инфильтрации, которое является несколько видоизме­ ненным уравнением Дарси. В наших обычных символах эти уравнения выглядят следуюш,им образом: V d t = b.bdz и V = K(, Z+ F В этих уравнениях V — скорость потока инфильтрирующейся влаги, г*— время, А0 — ВремЯ.час. свободная пористость' в 50 ЮО 150 процентах от объема почвы, Д'о — коэффициент фильтрации, 2 — глубина промачивания, F — всасы­ вающее капиллярное дав­ ление, которое при выра1жении его в сантиметрах ; водяного столба Алексеев ; принимает равным макси;мальной высоте капил; лярного подъема в дан'ной почве. Объединяя эти два уравнения, Алексеев по­ лучает: dz V _ Ко г + Р Лв dt Д0 г • (75а) Интегрирование этого. уравнения дает: г Ав Рис. 131. Нарастание суммарной инфиль­ трации в насыпных колоннах (по Миллеру и Ричардсу). Нижняя шкала времени: I —кварцевая мука, 3—песчанистый суглинок Танбарк, —песчани­ стый суглинок Гесперия; верхняя шкала времени: 2 —суглинок Айоло. Д0 Ко --P in . 1 + де/=' р Ко О 2 dz Ко г + Р t{z). (756) Считая, что Ко, F и Д0 — постоянные величи­ ны, имеем: ln (l+ ^ ')]= 4 f (75в) где Ко - ' - у 440 лвр Задавшись произвольными значениями z ' = Алексеев строит таблицу относительных величин /= -^ = 1 + ^ и от 0,02 до 100^ 'С= z ' — In ( 1 -j-z'). С помощью этой таблицы, зная реальные величины F, Ко и А0,, можно найти: z = z'F , и V = Kol, t= 2 ^ = Д92 = ^ G z ' f и таким образом рассчитать для любого момента времени ско­ рость инфильтрации, суммарную инфильтрацию и глубину про­ мачивания. Далее, в той же работе Алексеев дает математическое описа­ ние более сложного случая: инфильтрации, сопровождаемой при близком залегании воздухоупора эксфильтрацией воздуха. Обширный математический анализ процесса инфильтрации был выполнен Филипом (Philip, 1954а, 1954Ь, 1957а, 1957Ь, 1957с, 1957d, 1957е, 1957f, 1958а, 1958Ь). Мы не будем приводить весь ход его математических построений не только из соображений краткости, но и потому, что, с нашей точки зрения, результаты,, полученные в итоге этой очень обстоятельной и трудоемкой р а­ боты, не столь значительны, как этого можно было бы ожидать.. Игнорирование явления гистерезиса, с одной стороны, расхожде­ ние теоретических расчетов с экспериментальными данными — с другой, и ряд допущений, заведомо не соответствующих реаль­ ной действительности (исходная одинаковая влажность почвы в0‘ всей толще, полная однородность почвы и т. д.), — с третьей, заставляют отнестись сдержанно к этому анализу, который, не­ сомненно, очень труден. Поэтому мы ограничимся приведением лишь некоторых конеч­ ных результатов, отсылая интересующихся подробностями к пер­ воисточникам. В первой из перечисленных работ (Филип, 1954) автор выво­ дит «уравнение инфильтрации с физическим смыслом», как он озаглавил эту работу. Это уравнение имеет следующий вид: К,, I— + « ' ) ( » - e „ ) i g / 'l + (76) . pg''- - Ь Я ] ( 0 . / 7J где t — время (продолжительность инфильтрадии), т] — вязкость 441 воды, i — суммарная инфильтрация, а — поверхностное натяже­ ние, б — угол смачивания, р — плотность воды, g — ускорение силы тяжести, г — радиус сам’ой крупной гипотетической круглой поры, содержащей воду на фронте смачивания. Я — мощность слоя воды над поверхностью почвы, 0о — начальная влажность почвы, Кп и 0 — константы. Филип указывает, что это уравнение аналогично уравнению Грина и Ампта (Green and Ampt, 1912): t = y i ~ z ig fi + 4 (7 7 ) которые, однако, не раскрыли сущности величины Z. Мы со своей Стороны укажем, что близкое уравнение было получено А. П. Будаговским (1955): К где t — время, / ( — коэффициент фильтрации, hw — приращение влажности, умноженное на величину капиллярного напора, V — суммарная инфильтрация. В 1957— 1958 гг. Филип опубликовал серию из щести работ под общим названием «Теория инфильтрации». Важнейшие итоги этой работы заключаются в следующем. Для вертикальной инфильтрации Филип дает уравнение ае dt д (г^дв\ dz р дК dz) t■7o^ ^ в наших обычных символах, причем z — вертикальная коорди­ ната, положительная вниз. Так как это уравнение не поддается обычным формальным, методам решения, то Филип предлагает способ численного его решения, в котором применяется метод Больцмана-— введение функции (79) Конечное решение для глубины промачивания z в зависимо­ сти от t получается в виде ряда: г = + x t + + . . • + / . (9) , (8 0 ) в котором коэффициенты ф, %, il? . . . fm(0) суть функции 0, являю­ щиеся решением серии ординарных уравнений, которые могут быть легко решены простыми численными методами. Автор указывает, что в пределах тех величин /-, D- и /(-функ­ ций, которые интересны для почвоведов, указанный ряд сходится быстро и требует решения лишь немногих первых из числа этих 442 ординарных уравнений. Для суммарной инфильтрации i дается уравнение % /= J zdO + K j , (81) К где 0п — исходная влажность, 0о — насыщающая влажность, Кп — влагопроводность при 0 = 0^. Интегрируя это уравнение в отнощении 0, автор получает ряд: I z M = t'l- j + i j + Л I + . . . + Г'- J , (82) где символ J обозначает J" fdQ. f e„ Этот ряд хорошо сходится, за исключением случаев с очень большими величинами t. Вводя (82) в (81), получают (83) Во второй части своей работы (1957Ь) автор приводит серию гидрологических профилей, рассчитанных по уравнению (80), очень похожих на профили, которые могли бы получиться в ре­ зультате истинной диффузии, но совсем не похожие на естествен­ ные (отсутствие резко выраженного фронта смачивания и выход всех кривых из одной точки, а не из общей вертикальной состав­ ляющей). Автор утверж’д ает, что эти профили делаются не точ­ ными начиная с t = 5 - 10^ сек., т. е. с /= 1 4 0 ч а с .~ 6 суткам. Од­ нако каждый, кому приходилось изучать профили промачивания и в природных условиях, и в насыпных колоннах, знает, что таких профилей, какие приведены в работе Филипа, в эксперименталь­ ных условиях не получается. Ниже приводится другая серия про­ филей, более близких к действительности, но способ их получе­ ния неясен. В четвертой части своей работы (Филип, 1957d) автор указы­ вает: из уравнения (82) следует, что при малых t решающее зна­ чение в суммарной инфильтрации имеет f , а при больших t — tp величина Ко, т. е. коэффициент фильтрации. Автор заменяет величину f символом 5, указывая, что 5 9 есть функция 0о и 0п. Так как 5 есть мера капиллярного впиты­ вания, то, следовательно, это свойство среды, и автор предлагает называть его «сорптивностью» почвы. 443 И з ур авн ен и я д л я гор и зон тал ь н ого п оток а дв dt д дх дх ' (8 4 ) при условиях: 0 = е„,t--=0, ь = %, х>0, х = 0, f^O (85) вытекает, что Для горизонтального потока основное уравнение теперь будет дв д (87) dt дх дх где б — угол смачивания. Новая диффузивность есть функция геометрии почвы. Она называется «истинной диффузивностью» и имеет размерность L, в отличие от диффузивности D, размер­ ность которой S) связано с D соотношением: (88) о COS о Основное уравнение теперь примет форму: / а COS O - ■qt где (8 9 ) — «истинная сорптивность», причем I 71 = • S. (90) Размерность есть L’^". ^ Однако Миллер и Гарднер (Miller arid Gardner, 1962) указы­ вают на то, что уравнения инфильтрации типа Q = A t ^ ни в одной модификации не соответствуют экспериментальным данным при любом движении: горизонтальном, восходящем или нисходящем. Из рис. 132, заимствуемого из работы названных авторов, видно, что отклонение наблюденных величин от рассчитанных обнару­ живается уже при t, равном нескольким сотням секунд. Далее, Филип сопоставляет уравнения Хортона (Horton, 1933), Костякова и свое. Он указывает, что уравнение Хортона не отражает процесса. Уравнение Костякова в интегральной форме, т. е. i = K t\ (91) для небольших величин t хорошо совпадает с опытными дан444 ными. в отношении своих уравнений автор отмечает, что в пре^ деле, когда ^ О, а== ‘/2, n = S, i со, 0. = 1, п = Ка, для небольших величин t наилучшейформойявляется (92) Это уравнение, по утверждению автора, дает несколько более точные результаты, чем уравнение Костякова. C M i/ с е к/с м ^ Рис. 132. Зависимость логарифма скорости ин­ фильтрации от логарифма времени для нисходя­ щего (« ), горизонтального (г) и восходящего (е) потоков влаги (по Миллеру и Гарднеру). Пунктиром намечена прямая линия. - Коэффициент А в этом уравнении с-увеличением исходной влажности сначала меняется очень мало, а затем быстро возра­ стает. Скорость инфильтрации Uq с увеличением исходной влаж­ ности 6п уменьшается и при влажности, равной ПВ, переходит в прямую. Суммарная инфильтрация t с увеличением исходной влажности 0п уменьшается, в то время как скорость продвиже­ ния фронта смачивания увеличивается сначала медленно, потом быстро. Зависимость скорости передвижения фронта смачивания определяется следующей приближенной формулой: и- “0 — “л (93) Вопросами расчета инфильтрации занимался также Судни­ цын (1964). Его подход близок к рассмотренному выше (см. стр. 440) методу Алексеева. Анализируя полученное уравнение, Судницын выделяет два частных случая. В начале инфильтрации 445 мощность промоченной толщи мала, т. е. F';$>z. Уравнение (75а) превращается при этом в = dt лв г • (94) Его интегрирование дает: (96) Если же, наоборот, мощность промоченной толщи велика и ■ 2, то уравнение (75а) превращается в dz dt Ко Лв ' (97) которое после интегрирования дает: ■ ^= = (9 8 ) Таким образом, уравнение (96) отвечает начальной стадии впитывания, а уравнение (98) — периоду длительной инфильтра­ ции. Для промежуточных периодов показатель степени при t бу­ дет изменяться от 0,5 до 1,0. Напомним, что еще Козени (Kozeny, 1927) дал для глубины просачивания простую зависимость: h ^ c y j. (99) Теперь мы перейдем к знакомству с третьей стадией инфильт­ рации— перераспределению влаги по окончании впитывания. Перераспределение влаги (рассасывание) в насыпных колон­ нах из песчанистого суглинка и глины По окончании впитывания исследовали Маршалл и Стэрк (Marshall and Stirk, 1949). Изме­ ряя ВД с помощью тензиометров, вставленных в колонны на раз­ ной глубине, они установили, во-первых, что по окончании впи­ тывания ВД во всей промоченной толще было отрицательным, причем его градиент был близок к нулю. Величины ВД равнялись в среднем ■ — 18 см вод. ст. в песчаной почве,—9 см вод. ст. в су­ глинке и — 14 см вод. ст. в глине. По окончании впитывания в процессе рассасывания впитавшейся влаги возник градиент потенциала, положительный книзу (т. е. потенциалы книзу алге­ браически возрастают). Величины градиентов достигли 0,6 см вод, ст/см в песке и суглинке и 0,2 см вод. ст/см в глине в пер­ вые ж е часы по окончании впитывания и дальше они уже не 446 менялись, хотя всасывающее давление продолжало уменьщаться, как это видно из рис. 133. - . Влашность. % Всасывающее давление см вод ст Рис. 133. Изменения профиля всасывающего давления в насыпных колоннах в процессе перераспределения влаги по окончании впиты­ вания (по Маршаллу и Стэрку), а — песок, б — суглинок, в — глина. Цифры у кривых означают число часов, прошедших с момента окончания впитывания. Пунктирной линией справа показано среднее давление в момент окончания впитывания. Рассасывание происходило против градиента ВД, который суммировался с градиентом силы тяжести, равным 981 дин/г. Суммарный градиент получился равным (—0,6+1,0) я = 0 ,4 gдин/г для песка и суглинка п (—0,2+ 1,0) g = 0 , 8 g дин/г для глины. 447 Авторы не разъясняют, почему градиент потенциала оказался положительным книзу. Можно предположить, что причиной этого является гистерезис. Смена процесса впитывания процессом ис­ сушения с поверхности колонны неизбежно должна была вызвать уменьшение (алгебраическое) ВД в силу перехода при неизмен­ ной влажности с нисходящей ветви гистерезисной петли на восхо­ дящую. Процесс впитывания и последующего рассасывания изучался также Миллером и Мак Мэрди (Miller and McMurdie, 1953) на четырех объектах, из которых приготовлялись насыпные ко­ лонны. Результаты наблюдений на двух из них — на песчанистом суглинке Танбарк и на кварцевой муке (частицы 0,02—0,07 мм) — изображены на рис. 134. Два других объекта дали аналогичные результаты. Единицами времени на рисунках выбраны продо.лжительности периода впитывания: 276 мин. для суглинка Танбарк и 56 мин. для кварцевой муки. Момент времени, к которому отно­ сится кривая распределения гидравлического напора в промочен­ ной толще почвы, обозначен цифрой у вершины каждой кривой. Кривые 1,0 соответствуют моменту прекращения впитывания и начала рассасывания без давления слоя свободной воды. На оси ординат отложена возрастающая высота над фронтом смачива­ ния, которому, следовательно, соответствует нуль ординат. Из рис. 134 видно, что гидравлический напор в первой стадии опыта (т. е. до окончания впитывания) во всей промоченной толще бы;л отрицательным. Его градиент, положительный вверх, умень­ шался в процессе углубления фронта смачивания. После прекра­ щения впйтывания гидравлический напор в поверхностном слое быстро уменьшился. Особенно отчетливо это заметно в опыте с кварцевой мукой, где напор на поверхности уменьшился от О до — 103 см за 30 сек. и до — 160 сМ за 5,6 мин. Авторы объясняют это явлением гистерезиса — быстрой сменой на поверхности про­ цесса увлажнения процессом иссушения, который характери­ зуется десорбционной ветвью гистерезисной петли. Ближайшим результатом уменьшения давления является за­ медление скорости просачивания. Это явление наблюдала также Абрамова (1958). Кроме того, после прекращения впитывания резко уменьшается и давление, и его градиент, причем последний приближается к нулю, т. е. давление делается почти одинаковым во всем профиле, кроме самой нижней части, переходной к фронту смачивания. Одновременно значительно уменьшается и прово­ димость: в песчаном суглинке Гесперия и Танбарк до Vie— V25 своей первоначальной величины. Однако градиент напора остается положительным кверху (в противоположность тому, что было в опытах Маршалла и Стэрка). Влага значительно медленнее, но продолжает двигаться вниз, против градиента ВД, который, имея положительную величину,, суммируется с градиентом силы тяже­ сти. Причины этого явления — сохранения градиентом ВД своего значения и направления после смены увлажнения иссушением • не ясны. Рис. 134. Изменения профиля - гидравлического напора в насыпных колоннах в процессе перераспределения влаги во время впитывания и после впитывания (по Миллеру и Мак М эрди). Л— кварцевая мука, б — песчанистый суглинок Танбарк. Цифры у кривых означают момент времени, измеряемого по отношению к продолжительности, впитывания; нуль оси ординат соответствует, глубине фронта смачивания. / в отличие от только что рассмотренных работ, Тэйлор и Хэйзер (Taylor and Heuser, 1953) свои исследования провели на монолитах с естественным сложением. И в этом случае монолит пройачивался сверху и в нем на различных глубинах с помощью тензиометров определялось ВД. Результаты представлены на рис. 135. На рис. 135 а показано распределение по глубине 29 Заказ № 405 4 49 полного потенциала ; (сумма КСП и гравитационного потенциала) в разные моменты времени по окончании впитывания. Исходная влажность была равна ВЗ. Справа прямой линией показано на­ растание гравитационного компонента полного потенциала с гра­ диентом, равным Vi = l- Градиенты полного потенциала, как видно из рисунка, превышали единицу^ колеблясь от 1,11 до 1,53. Рис. 135. Монолит пылеватого суглинка Милльвилль (по Тэйлору и Хэйзеру). а — изменение распределения в профиле, почвы гидравлического напора в процессе перераспределения влаги по окончании впитывания; цифры над кривыми означают число минут, прошедших с момента окончания-впитывания, цифры у кривых — величины гра­ диентов напора; б — распределение в профиле почвы напора в разные моменты в про­ цессе инфильтрации (шкалы логарифмические); цифры над кривыми означают число минут, прошедших с момента начала инфильтрации. Исходная влажность равна ВЗ; гд —гравитационный компонент напора. Какой-либо определенной тенденции в изменении величины гра­ диента со временем не наблюдается. На рис. 135 б дано измене­ ние потенциала с глубйной в разные моменты начального пе­ риода опыта. Авторы подчеркивают, что диагональная прямая, объединяющая весь пучок кривых,, свидетельствует о том, что ВД во всей транзитной зоне имеет постоянную величину, из чего следует, что постоянна и влажность. Оба рисунка согласно сви­ детельствуют о том, что градиент потенциала и ВД после впи­ тывания положительны кверху и что влага, следовательно, двигается против , градиента. Несколько иной подход к рассасыванию влаги по окончании впитывания мы находим у Ричардса, Гарднера и Ген Огата 450 . (Richards, Gardner and Gen Ogata, 1956) и Ген Огата и Ричардса (Gen Ogata and Richards, 1957). В обоих случаях опыты стави­ лись в поле. Были залиты площадки, после чего измерялась влаж­ ность и ВД на различных глубинах. В первой из названных работ испарение не исключалось, а во второй было исключено. Резуль­ таты первого опыта представлены на рис. 136, второго — на рис. 137. ' . Рис. 136. Изменения запасов влаги W в слоях почвы нарастающей мощности в процессе перераспределения влаги по окончании ин­ фильтрации с одновременным испарением. Обе шкалы логарифмические (по Ричардсу, Гард­ неру и Ген Огата). На рис. 136 йзображены изменения запаса влаги (в сантимет­ рах водяного слоя) в слоях нарастающей мощности: О— 10, О—20, 0,30 см и т.д. до О—-50 см. Опыт длился 59 суток. Оказалось, что запасы влаги W в этих слоях изменялись в соответствии с урав­ нениями: r l o = 2,867^-°•'^' lF2o = 5,37r"°'^®® \^5о= 1 3 ,2 Г “ °’^'®, где Т — время в сутках с момента окончания впитывания. Общая форма уравнения: W = aT -\ (100) при Г = 1 , W = a , т. е. а — запас влаги в первый день опыта. 29* 451 Д и ф ф ер ен ц и р у я это ур ав н ен и е, п ол уч аем dW dT аЬТ -6 —1 а так как aT~^— W, то = - bWr~^ = ^ dT т. е. скорость потери влаги пропорциональна ее содержанию W и обратно пропорциональна протекшему времени Г. Потеря влаги в этом опыте происходила и за счет просачивания, и за Рис. 137. Изменения запасов влаги (с исклю­ ченным испарением) в слоях почвы нарастаю­ щей мощности в процессе перераспределения влаги по окончании инфильтрации (по Ген Огата и Ричардсу). счет испарения. Благодаря тому что делянка была залита не чистой водой, а слабым раствором хлорида калия, по перерас­ пределению иона хлора можно было установить, что из общей потери влаги за 59 суток из слоя О—^40 см, равной 62 мм, испа­ рение составило 56 мм, а просачивание — 6 мм. Авторы в своем опыте наблюдали, между прочим, то ж е явление, что и Абрамова (1953), — значительное снижение концентрации иона хлора, осо­ бенно на глубине 5— 10 см, обязанное тому, что в этом слое кон­ денсировалась перегонявшаяся вниз парообразная влага, кото­ рая и вымывала ион хлора. Во втором опыте (рис. 133) залитая площадка была защи­ щена от испарения. Изменение запаса влаги в слоях нарастаю­ щей мощности: О— 10, О—20, О—30 см и т. д. происходило по тому же закону: : 0 ,2 5 6 452 (101) где d — толщина слоя. При этом зависимость между W'd и Г во всех слоях оказалась одинаковой и, будучи выражена в логариф­ мической форме, превратилась в семейство параллельных пря­ мых линий. Это объясняется тем, что в опыте потеря влаги проис­ ходила только путем стекания в лежащие глубже слои. Вилькокс (Wilcox, 1959) на основании анализа своих опытных данных и данных других авторов, изучавших постепенное расса­ сывание влаги из промоченного слоя с исключением испарения показал, что установленная выше зависимость Л^==a7’- ^ (102) где М — запас влаги в любом слое через Т суток после прекра­ щения впитывания, а а — запас через один день, имеет универ­ сальное значение. Для пылеватого песка уравнение имело вид ^ = 8 ,4 7 7 - ° - ° ^ ^ , а для тяжелого суглинка ^^ = 40,167’- ° ’“ ^^, где М я а — в процентах от веса сухой почвы. В итоге всего, что было только что рассмотрено, а также дан- i ных, с которыми мы познакомились в главе V, видно, что процесс рассасывания влаги по окончании впитывания идет по-разному в почвах и грунтах разного механического состава. Можно наметить пять главных случаев перераспределения влаги. 1. В крупнозернистых почвах и грунтах и влажных средне­ зернистых перераспределение влаги происходит немедленно после поступления ее на поверхность. В промоченных слоях остается лишь небольшое количество стыковой влаги, соответст­ вующее НВ. 2. В сухих среднезернистых почвах и грунтах сначала проис­ ходит накопление насыщающей капиллярно-подвешенной влаги в поверхностном слое до известного предела. Малейшее превыше­ ние этого предела вызывает быстрое стекание основной массы влаги, причем в промоченной толще остается только стыковая влага, заполняющая лишь небольшую долю пористости, количе­ ство которой соответствует НВ. 3. В мелкозернистых почвах и грунтах сначала тоже про­ исходит накопление капиллярно-подвешенной насыщающей влаги, которая, однако, сейчас же начинает рассасываться вниз, но очень медленно, также оставляя после себя лишъ небольшое количество стыковой влаги, соответствующей НВ. 4. В тонкозернистых почвах и грунтах большая часть посту­ пающей на поверхность влаги прочно задерживается в верхних слоях, занимая большую часть (Уз—зД) всего порового простран­ ства. По окончании впитывания рассасывается лишь небольшая 453 часть этой влаги, после чего передвижение влаги почти прекра­ щается и влажность приближается к НВ. 5. В очень тяжелых почвах и грунтах без микроструктуры, особенно солонцеватых и оглеенных, вся влага полностью удер­ живается в верхних слоях, заполняя собой всю пористость и со­ здавая влажность, близкую к ПВ. Рассасывание происходит исключительно медленно. Рис. 138. Изменение скорости инфильтрации в процессе инфильтрации. Обе шкалы логарифмические (по Кольману и Бодману). Насыпные двуслойные колонны с подстиланием пылеватого суглинка песчанис­ тым суглинком: Л — подстилание на глубине 14 см,' Б — подстилание на глубине 4 см. Тонкие .линии — наблюденные величины, толстые — сглаженные. Прохожде­ ние фронтом смачивания смены слоев: / — на глубине 4 см, 2 —на глубине 14 см. До сих пор в этом разделе мы знакомились с процессом ин­ фильтрации в однородную почву. Процесс инфильтрации в неод-: породную, слоистую толщу имеет свои особенности. Он впервые был'изучен Кольманом и Бодманом (1945) с помощью лабора­ торных опытов на насыпных колоннах. Результаты их опытов иллюстрируются рис. 138. Авторы пишут, что при расположении ■ 'р ■ . - т. е. при подстилании более тяжелого (более тонкопористого) слоя более легким (более крупнопористым), которые в их опытах были представлены соответственно пылеватым суглинком Айоло и песчанистым суглинком Айоло, логарифмическая зависимость скорости впитывания (см^/мин.) от времени оказалась состоящей из отрезков двух прямых, стык которых соответствует моменту перехода фронта смачивания через поверхность контакта'двух 454 слоев. При этом после перехода падение скорости впитывания замедляется. При обратном положении слоев ./ Л \ .вскоре после перехода фронта смачивания в нижний слой падение Скорости впитывания усиливается, т. е. впитывание замедляется, очевидно, вследствие меньшей проницаемости нижнего слоя (рис. 139). Распределение влажности после Т инфильтрации в случае -jj- Рис. 139. Изменение скорости инфильтрации в процессе инфильтрации. Обе шкалы логарифмические (по Кольману и Бодману). Насыпные дв-услойные.колонны с подстиланием песчанистого суглинка пылеватым. Уел. обозначения см. рис. 138. в верхнем слое ничем не отличается от распределёния в однород­ ной колонне из того ж е грунта (рис. 140). В нижнем же слое содержание влаги заметно меньше, чем в однородной колонне из того ж е грунта. В случае (рис. 141) распределение влаги в нижнем слое не отличается от распределения в однородной колонне. В верхнем же слое после того, как фронт смачивания достигнет поверхности контакта, вскоре создается состояние насьщенности и ВД, как это видно из работ Кольмана и Бодмана, приобретает положительное значение. Дэй и Лютин (Day and Luthin, 1953) исследовали те ж е два случая, причем в качестве более тяжелого наноса в их опытах применялся суглинок Айоло, а в качестве более легкого — 455 песчанистый суглинок АйОло или песок Оаклей. Вода фильтро­ валась через колонну под постоянным давлением, причем в раз­ ных точках колонны тензиометрически измерялось ВД. Резуль­ таты представлены на рис. 142 и 143. Из рисунков ВИДНО, что в случае ВД является (рис. 142 а) положительным и линейно нарастает в пределах верхнего слоя, В лам ност ь, X от веса Рис. 140. Изменение распределения влаги в процессе инфильтрации в двуслойных насыпных колоннах при подстилании пылеватого суглинка песчанистым (по Кольману и Бодману). а —подстилание на глУ5ине 4 см, б—подстилание на глубине 14 см. Цифры у кривых означают число минут от начала инфильтрации; ВС—влажность воздушно-сухой почвы; ЭВ—эквивалент влажности. а с переходом в нижний слой линейно же убывает. В случае -д(рис. 142 б) имеет место обратное явление: ВД отрицательно В верхнем слое и алгебраически уменьшается вплоть до контак­ та с нижним, после чего в последнем линейно возрастает с глу­ биной и примерно на удвоенной глубине верхнего наноса (считая от поверхности колонны) приближается к нулю. Если при сочетанки 456 т (рис. 143) внешнее давление повышается путем увели- чения мощности слоя воды на поверхности колонны, то ВД в обоих слоях повышается, приобретая в верхнем слое положи­ тельное значение, а в нижнем — отрицательное, но небольшое по абсолютной величине. Рис. 141. Изменение распределения влаги в процессе инфильтрации в двуслойной на­ сыпной колонне при подстилании песчани­ стого суглинка пылеватым на глубине 14 см (по Кольману и Бодману). Ц и ф р ы у кр и вы х о зн а ч а ю т число м и нут с м о ­ м е н та начала и н ф и л ьтр ац и и ; ВС — вл а ж н о с т ь воздуш н о-сухой почвы ; ЭВ — э к в и в а л е н т в л а ж ­ ности. К близким выводам приходит и В. Я. Стапренс (1959). РеТ зультаты его опытов с двухслойной толщей -jj- изображены на рис. 144. Кривые / и 2 относятся к двум величинам внешнего дав­ ления, создаваемого слоями воды разной мощности над поверх­ ностью колонны. В обоих случаях в нижнем слое наноса 457 создается отрицательное давление, меньшее в случае более высок