Kurs_fiziki_pochv_Shein_E_V__2005

Неизвестную(иважнейшую!)величинуtg находятпоконцентрации изучаемого газа в атмосфере (сатм известная константа), начальномусодержанию (с0) и его динамике (с(t)) в колбе, для которых справедливоследующееуравнение:

прямуюлинию,уголнаклонакоторойидаетнеобходимуюдлярасчетакоэффициентаэффективнойдиффузиивеличинуtg .Втакогорода динамическихэкспериментахможноварьироватьвлажностьпочвенногообразца,определяязависимостьDэфф отвлажностиилипорозностиаэрации почвы.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1.Почвенный воздух характеризуется повышенным по сравне-

нию с атмосферным содержанием СО2 и пониженным О2, концентрациикоторыхварьируютвзависимостиотусловий,со-

ответственно СО2 от 0.03 до 20% и О2 от 20.9 до 0.05%. Эти колебания определяются прежде всего динамикой содержания углекислого газа, которое может повышаться во много раз за счет биологических процессов и, в меньшей степени, за счет химических процессов, связанных с окислением различ- ныхсоединений,осаждениемприкарбонатно-кальциевыхвза- имодействиях и проч. Важно, что при этом сумма этих газов остается практически всегда близка к 21%.

2.Состав почвенного воздуха определяется и процессами обмена почвенного воздуха с атмосферным за счет процессов аэрации процессов поступления в почву и замещение атмосферным воздухом почвенного. Если рассматриваются и причины, вызывающие аэрацию, то говорят о процессе воздухообмена.

3.Основнымипараметрамивоздушныххарактеристикпочвыявляются: (1) порозность аэрации (синоним воздухосодержа-

ние) разницамеждуобщейпорозностьюиобъемнойвлажностью почвы: air = – . Критические значения порозности аэрациинаступаютпривеличинах<10%.Вэтихусловияхначинаютдоминироватьанаэробныепроцессы,снижаетсяросткорней растений; (2) воздухоемкость объемный процент, занимаемый воздухом в почве при влажности, соответствующей наименьшейвлагоемкости(НВ),и(3)воздухопроницаемость способность почвы проводить поток воздуха, которая характеризуетсякоэффициентомвоздупроницаемости(Ka).

4.Основнымипроцессами,вызывающимипереносгазоввпочве, являются процессы диффузии газов. Конвективный перенос имеетподчиненноезначение.Почвеннойхарактеристикой,позволяющей количественно оценить диффузию газов, является

коэффициент эффективной диффузии (Dэфф), зависящий от порозностиаэрации ( air)постепенномузаконуидиффузиигазов в воздухе (D0) по линейному: Dэфф = mD0 airn , где m и n – эмпирические константы, определяемые свойствами почв.

Литература

Смагин А.В. Газоваяфазапочв.М.: Изд-воМоск.ун-та,1999.200с. М акар ов Б.Н.Газовыйрежимпочв. М.: Агропромиздат, 1988. 105с. Дыханиепочв.Пущино, 1993. 144 с.

C a m p b e l l G. S. Soil Physics with BASIC. Elsevier Sci.Publ., 1985. 268 p.

турный режим для дыхания. Получается, что на поверхности и внутрипочвыпроисходятпреобразование,переносивыделениеэнергии жизненноважныебиосферныепроцессы.Нередкопоэтомуможнослышать образное выражение: «Почва это реактор». Добавим, «реактор жизни» так важны энергетические процессы в почвах.

Для того чтобы разобраться в этих энергетических процессах, уточним несколько понятий. Прежде всего преобразование энергии происходитнадеятельнойповерхности.

Деятельная поверхность это поверхность (почвы, растительногопокрова),накоторойпроисходитпревращениесолнечнойрадиациивдругиевидыэнергии.

1.1. Радиационный баланс

Из этого определения следует, что деятельной поверхностью может быть поверхность почвы или поверхность растительного покрова,аможетбыть ито,идругое.Иещеэто определениеподразумевает, что если происходит превращение энергии, то должен соблюдатьсябаланс:сколькоэнергиипоступиловвидесолнечнойрадиации, столько же должно и образоваться в других видах (например, в виде тепловой). Обозначимпоступающую солнечную радиацию ввиде потока энергии In, единицы измерения Вт/м2 = Дж/ м2·с 0.24 кал/ (м2·с) (см. также «Справочные материалы»). Эта солнечная радиация состоитизнесколькихвидов,илисоставляющихрадиационногобаланса. Прежде всего из прямой солнечной радиации Is (рис.XIV.1). Это коротковолновая (400 750 нм ультрафиолетовая и видимая области) радиация, идущая прямо и непосредственно от нашего светила. В основномименноэтарадиацияиформируетклимат:чемближеуголпадения солнечных лучей к нулевому (а измеряют угол падения лучей как угол между лучом и нормалью к поверхности почвы), тем жарче будетклимат.Исамослово«климат»происходитотлатинского«clima»угол, в данном случае, падения солнечных лучей. Кроме того, часть этой прямой радиации участвует в процессах фотосинтеза растений. Поэтомуееиназываютфотосинтетическиактивнойрадиацией ФАР. Наэтурадиациюприходитсяпримерно40%всейсолнечнойрадиации, достигающейдеятельной поверхности.Отметим также,что только1 3% от ФАР накапливается в виде продуктов фотосинтеза и только в очень редких случаях (тропические леса, плантации сахарного тростника и др.) до 5%, а в искусственных условиях до 8%.

Другая составляющая это рассеянная радиация Ia , радиация, отраженнаяотвзвешенных коллоидальных идругихчастиц в атмосфере.

Еще одна составляющая, приходящая на деятельную поверхность, это противоизлучение атмосферы, Ili, формирующееся в результате нагрева частиц в атмосфере. Оно представлено длинноволновым излучением (длина волны более 750 ммк) и образуется, когда нагретые частицы и газы в атмосфере выделяют в окружающее пространство тепловое инфракрасное излучение.

Таким образом, на деятельную поверхность поступает радиация в виде Is+Ia+Ili, причем в большинстве случаев поступающая коротковолновая (Is+Ia)поступ и длинноволновая составляющие вполне сравнимы по величинам.

Часть поступающей радиации отражается от деятельной повер-

хности в виде коротковолновой (Is+Ia)отраж, а часть в виде длинноволновой, формирует излучение деятельной поверхности, почвы, Ilе.

Это почва (точнее, деятельная поверхность) постоянно выделяет в околопочвенное пространство инфракрасное излучение, тепловые лучи. Тогда радиационный баланс в дневное время можно представить следующим уравнением:

Первый член (в квадратных скобках) представляет собой энергию, сформированную за счет коротковолновой радиации, а второй член за счет длинноволновой. Оба эти вида радиации участвуют в нагревании почвы. Особо следует сказать о величине излучения деятельной поверхности почвы, Ilе. Мы нередко считаем, что это весеннее солнце прогревает приземный слой воздуха, принося первое тепло. Однако основное значение здесь имеет именно излучение почвы. Иможно сказать,что именно почваприносит намвесеннее тепло, теплый ветерок.

Нередко используют понятие «альбедо» ( , величина безразмерная)какотношениеотраженнойкпоступившейкоротковолновой энергии,характеризующеесостояниедеятельнойповерхности:

(Is Ia )отраж .

(Is Ia )поступ

Так, для свежего снега составляет 0.8 0.85, для сухой почвы0.15 0.35, а для влажной 0.05 0.014. Естественно, чем ниже , тем большее количество радиационной энергии преобразуется и поступает в почву. Так что если мы хотим направить в почву дополнительный поток энергии, надо стремиться уменьшить деятельной поверхности. Чаще всего это достигается покрытием поверхности темными пленками, черными материалами (торфом, сажей и пр.).

Следует отметить, что величина альбедо зависит не только от цвета поверхности, но и от ее шероховатости и от угла падения солнечныхлучей: c sin 1, где коэффициент цветности, который

колеблется от 0.13 для водной поверхности до 0.27 0.37 для растительности, с коэффициент шероховатости; изменяется для тех же объектов от 0.3 до 0.43 1.3, угол падения солнечных лучей.

В случае использования величины уравнение радиационного баланса выглядит так:

Это радиационной баланс для дневного времени, когда светит солнце. В ночные же часы он составит, естественно, лишь разницу длинноволновыхрадиаций: In Ili Ile .

1.2. Тепловой баланс

Итак, взаимосвязанные процессы поступления радиационной энергии в виде прямой, рассеянной и отраженной радиаций, ее последующее превращение в тепловую на деятельной поверхности, расходующуюся на нагревание почвы (и растений), приземного слоя воздуха и эвапотранспирацию вот основные процессы радиационногоитепловогобалансовназемнойповерхности.Всеэтипроцессы представлены на рис.XIV.1.

Прямая, отраженная в видимом спектре, и длинноволновая радиации (инфракрасные) поступают на деятельную поверхность, а с деятельной поверхности излучается радиация в виде отраженной ввидимомспектреиввидетепловыхлучей(инфракрасных).Результатом всех этих отражений-преобразований является радиационный баланс, In большая стрелка, направленная либо внутрь (день), либо из почвы в атмосферу (ночь). Формируется тепловой баланс почвы. Как мы уже знаем, баланс формируется для конкретного слоя и промежутка времени. Положительные составляющие баланса это все составляющие, имеющие направление к рассматриваемому слою, стремящиеся его «наполнить», отрицательные, напротив, его «опустошающие». В самом общем виде тепловой баланс будет выглядеть следующим образом:

(Прямаясолнечнаярадиация) + (Рассеяннаясолнечнаярадиация) + (Противоизлучениеатмосферы) – (Отраженнаясолнечнаярадиация) – (Излучение почвойтепла) – (Конвективныйнагревприземногослояатмосферы) – (Потери теплана испарениеи транспирацию) – (Потоктеплавпочву) = 0.

Рис.XIV.1.Схемарадиационногоитепловогобаланса деятельнойповерхности

Первые пять членов этого расписанного баланса, как мы уже знаем,формируютрадиационныйбалансIn.Атрипоследнихрасходные:нагреваниепочвыилистовойповерхностирастений Qs,нагревание приземного слоя воздуха Ha и испарение воды LE как произведение удельной теплоты испарения L (которая составляет примерно585кал/гН2О)наколичествоиспарившейсяводыизпочвы и из растений эвапотранспирацию, Е (г Н2О/(см2·сут)). Поэтому размерности всех составляющих теплового баланса те же, что и радиационного баланса кал/(см2·сут). Не забудем и еще одну составляющую энергию,затраченную нафотосинтетическиепроцессы, QФАР, впрочем, как мы уже отмечали, весьма маленькую в сравнении с остальными. Поэтому нередко ее даже не указывают (впоследствии мы будем поступать так же) в уравнениях теплового баланса.

In Qs Ha LE QФАР 0.

Вэтихуравненияхнаправлениепотоковтеплаисоответственно знак указываются в зависимости от направления к поверхности: положительнымибудутвсесоставляющие,имеющиенаправлениекповерхности, а отрицательными от нее. Это учтено в вышеприведенномуравнениитепловогобаланса.Онохарактеризуетдневныечасы. Авотв ночныечасы,какэто виднонарис.XIV.1,составляющиеимеют другое направление. Из глубины почвы к поверхности направлен внутрипочвенный поток. И величина Qs положительна, так же, как и Ha , так как турбулентный поток тепла может быть направлен в ночноевремякповерхностипочвы.Эвапотранспирациявночноевремя близка к нулю, а почва выделяет тепло в атмосферу радиационный баланс отрицателен. Таким образом, тепловой баланс в ночное время составит Qs Ha In LE 0.

Это означает, что и радиационный баланс в ночное время отрицателен. Поэтому дважды в сутки основные составляющие теплового баланса (In, Qs, Ha) меняют свой знак и проходят через ноль. Тепловой баланс имеет периодический (но не симметричный) вид, как это и изображено на рис.XIV.2. Для летнего периода (рис. XIV.2, а) суточный радиационный баланс положителен большую часть суток, а вот зимой (рис. XIV.2, б) в основном отрицателен. Это хорошо видно на рис. XIV.2: зимой значительно длительнее период отрицательных значений In, Qs. В результате почва остывает.

Что следует из представленной схемы и уравнений радиационного и теплового баланса? Прежде всего, что все эти процессы формируются на деятельной поверхности и от ее характеристик зависят величины составляющих баланса. Изменяя их (например, величину

Рис. XIV.2. Суточный ход составляющих теплового баланса в летний и зимний периоды

альбедо ), мы можем существенно изменить соотношение стрелок поступающейиотраженнойэнергийиврезультате величинупотока тепла, поступающего в почву. А это значит, что, изменяя свойства деятельной поверхности, можно весьма заметно изменить соотношениесоставляющихтепловогобаланса.Этоособенноважно:именнопочвеннойповерхностипринадлежитосновнаярольвпрогревеприземного,жизненноважногослоявоздуха.

Кроме того,соотношениестатей тепловогобалансаповерхности будетсущественнымобразомзависетьиотсодержащейсявлаги:больше влаги больше составляющая LE, меньше тепла на нагрев почвы и приземного слоя воздуха. Значит, регулируя влажность почвы, мы регулируемитепловойрежим.Иссушаяпочву(дренаж),мы«согреваем»ее, а увлажняя, напротив, «охлаждаем». Эти два режима оказываются строго взаимосвязанными. Точнее даже все три: ведь воздушный и газовый режимы также связаны с водным. Какие широкие

возможности открываются нам в управлении почвенными процессами! Надо уметь изменять свойства деятельной поверхности (в нашем случае поверхности почвы), увлажнять и иссушать ее, и будут соответственно изменяться водный, воздушныйи тепловой режимы, которые формируют основы почвенного плодородия и функций почвы в биосфере. А для того чтобы управлять, надо уметь рассчитывать составляющие баланса, тепловые потоки. Для почвенных процессов наиболее важным оказывается внутрипочвенный поток тепла Qs.

2. Перенос тепла в почве. Основные механизмы

Поток тепла в почве описывается законом Фурье, который связывает поток с градиентом температуры через коэффициент про-

порциональности теплопроводность, T : qT T dTdz ,

где qT поток тепла в почве [кал/(см2·сут)], T коэффициент теплопроводности [кал/(см·°С·сут)], dT/dz – градиент температуры [°С/ см]. Здесь следует отметить, что, как и в случае с уравнением Дарси, описывающим поток влаги в почве, речь идет об установившемся,стационарномпотокетеплавпочве.Толькодляэтихусловийсправедливо уравнение Фурье. Основным теплофизическим свойством, как видно из этого уравнения, является параметр теплопроводностикоэффициенттеплопроводности.

Явление теплопроводности имеет несколько внутренних механизмов.

Кондукция перенос тепла при непосредственном контакте частиц друг с другом. Так как почвенные частицы практически всегда контактируют друг с другом, этот механизм преобладает во всех минеральныхпочвах.

Перенос «скрытой теплоты» (теплопароперенос) перенос тепла совместно с парами воды, образующимися (с потерей тепла)

водной точке почвы и конденсирующимися (с выделением тепла)

вдругой. Выражение «скрытая теплота» связано с термином «скрытая теплота парообразования», которая составляет 585 кал/г. Если

впочве имеется градиент температуры, то пары воды движутся от точки с большей температурой в точку с меньшей (см. часть VIII, «Термовлагоперенос»).Поэтомуесливтеплойчастипочвеннойпоры (см. рис. XIV.3) испарится 1 г воды, то в этой части почва потеряет 585 кал. Этот грамм парообразной воды, конденсируясь в холодной части, выделит те же 585 кал. За счет этого переноса тепла

спарами воды также достигается температурное равенство.