Kurs_fiziki_pochv_Shein_E_V__2005

охлаждениенагрев

Рис. XIV.3. Перенос скрытой теплоты теплопароперенос

Конвекция прогревание за счет струйчатого перемешивания жидкой и газообразной фаз. В почвах проявление этого механизма заметнолишьпривысокойвлажности,быстромперемешиваниисвободной воды.

Перенос тепла за счет прямого инфракрасного излучения. В почвах он представлен в малой степени.

Если в почве представлено несколько механизмов переноса тепла, то возможно, что при изменении ее влажности эти механизмы поразному будут формировать теплопроводность почвы в целом. Первоначально в сухой почве частицы свободно лежат друг относительно друга (рис. XIV.4, стадия 1). И теплоперенос будет обусловлен лишь отдельными немногочисленными контактами (кондукция). По мере образованияводнойпленкичастицыприближаютсядругкдругу.Увеличиваетсячислоконтактов,хотясвободноепоровоепространствоеще значительно,иводные«пробки»,заполненныеводойкапилляры,непрепятствуюттермопаропереносу(стадия2).Вданныймоментпредставленывполноймередваосновныхмеханизмапаропереноса.Теплопро-

Поэтому и зависимость коэффициента теплопроводности от влажностиноситхарактер,близкийкэкспоненциальному,когдапосле значений влажности, близких к ВРК, кривая выполаживается, приближаясь к максимальным значениям.

Закон Фурье количество тепла, переносимого через единицу площадивединицувремениqT [кал/(см2·сут)],прямопропорционально теплопроводности почвы T [кал/(см °С·сут)] и градиенту температуры dT/dz, [°С/см]:

qT T dTdz .

Коэффициент теплопроводности T [кал/(см·°С·сут) или Дж/(с·м· С) = Вт/(м·К)] равен количеству тепла [в кал или Дж], прошедшего в единицу времени (сутки или секунду) через единичноесечениепочвы[см2 илим2]приединичнойтолщинеслоя почвы [1 см или 1 м] и при разнице температур в 1 °С [или 1 К].

Если мы интересуемся прогреванием почвы, т.е. увеличением температуры отдельного ее слоя со временем, нам необходимо знать не только теплопроводность, но и количество тепла, необходимого для нагревания одного грамма (или см3) почвы на один градус. Аэто уже следующее теплофизическое свойство теплоемкость.

Теплоемкость единицы массы тела называют удельной теплоемкостью и обозначают Сm [кал/(г·град)]; теплоемкость единицы объема называют объемной теплоемкостью и обозначают Сv [кал/ (см3·град)]. Соответственно объемная теплоемкость численно равна количествутепла, необходимогодля нагреванияодного см3 почвы на 1°С; удельная количеству тепла, необходимому для нагревания одного г почвы на 1 С. Вполне понятно, что объемная и удельная теплоемкости будут связаны соотношением

Сv Cm b ,

где b плотность почвы.

Теплоемкость величина аддитивная, т.е. теплоемкость почвы складывается из теплоемкостей составляющих ее почвенных фаз. Физически это вполне понятно тепло равномерно будет распределяться в трехфазной почвенной системе по всем ее фазам, нагревая их в соответствии с теплоемкостью каждой из фаз и ее долей в почве. Если мы обозначим объемные доли твердой фазы, воды и воздуха через fs, fw, fa, то в сумме они составят 1. Каждая из фаз имеет

соответствующую объемную теплоемкость: твердая фазаСvs, в сред-

нем 0.48 кал/(см3·°С), вода Cvw, 1, а воздух Cva, всего лишь 0.003 кал/(см3·°С). А теплоемкость почвы в целом составит уже

Сv fsCvs fwCvw faCva .

Хорошо известно, что твердая фаза в почве состоит из минеральной и органической компонент. Отметим, что объемная теплоемкость органических веществ в 1.25 раза выше, чем минеральных. В большинстве минеральных почв органическая компонента не превышает 0.05 0.10 см3/см3 (или около 2.0 4.2 % в традиционном выражении в виде процентов органического вещества к абсолютно сухому весу). Поэтому при расчетах почвенной теплоемкости не требуетсяразделятьорганическуюиминеральнуюкомпоненты,взяв значение доминирующей минеральной 0.48 кал/(см3·°С). А вот в органогенных почвах, торфах органическая компонента может значительно превалировать над минеральной. И с различием их теплоемкостей надо считаться. Для этого вводят еще объемные доли минеральной части fm и органической forg, которые в сумме составляют объемную долю твердой фазы почвы fs. Отметим также, что теплоемкость воздуха несравненно низка по сравнению с другими компонентами и этой составляющей теплоемкости почвы также нередко пренебрегают. Следовательно, уравнение теплоемкости почвы будет иметь следующий вид:

Cv 0.48 fm 0.6 forg fw .

Этим уравнением и можно пользоваться для расчета теплоемкостипочвыиприразличнойвлажности,иприизменениисодержания органического вещества. Надо только помнить, что оно справедливо для объемной теплоемкости, когда все компоненты представлены в объемных долях [см3/см3], а теплоемкости в [кал/(см3·°С)]. Из уравнения следует и то, что теплоемкость почвы будет линейно повышаться с увеличением влажности. Это выражается в линейной зависимости объемной теплоемкости от удельной теплоемкости сухой почвы (Cm) и влажности (W)

которая, подчеркнем, справедлива в данном виде для системы СГС. Линейнотеплоемкостьбудетувеличиватьсяисувеличениемплотности почвы, что опять-таки видно из приведенного выше уравнения. Как следствие уплотненные почвы будут иметь повышенную теплоемкость, т.е. для их прогрева потребуется большее количество тепла.

Менее очевидной, но не менее значимой является зависимость теплоемкости от температуры: сростом температуры теплоемкость также будет увеличиваться, однако не линейно. Внутренний механизм этой зависимости определяется тем, что теплоемкость связана не только с количеством молекул, но и с их степенями свободы. Чембольшеумолекулы степенейсвободы,тем выше теплоемкость. По мере нагреванияпочвы, минеральные и органические молекулы которой находятся в многочисленных взаимосвязях, эти связи разрушаются и теплоемкость почвы возрастет. В момент разрушения связей тепло тратится не на нагрев, а на разрушение этих связей почва не нагревается, а теплоемкость скачкообразно возрастает. Вот пример не с почвой, а с более простыми веществами «лед вода». По мере таяния льда температура не изменяется, когда же лед растает, образуется жидкая фаза. И теплоемкость резко возрастает (от 0.45 для льда до 1 для воды). Поэтому кривая зависимости теплоемкости почвы от температуры с многочисленными скачкообразнымиизменениями можетмногое рассказать оструктурных связях в исследуемых объектах.

Теплоемкость это количество тепла, которое необходимо затратить, чтобы увеличить температуру почвы на 1°С. Теплоемкость единицы массы тела называют удельной теплоемкостью и обозначают Сm; теплоемкость единицы объема называют объемной теплоемкостью и обозначают Сv.

Объемная теплоемкость (Сv, кал/(см3·град)) численно равна количеству тепла, необходимому для нагревания одного см3 почвы на 1°С;

Удельная теплоемкость (Сm, кал/(г·град)) количество тепла, необходимое для нагревания одного г почвы на 1°С: Сv = Сm b. Теплоемкость почвы складывается из теплоемкостей составляющих ее почвенных фаз в соответствии с их объемной долей:

Сv = fvСvs + fwСvw + faСva.

В большинстве случаев нас интересует, как быстро прогревается почва, как растет (или уменьшается) температура ее слоев. В конечном счете для всей напочвенной и внутрипочвенной биоты наиболее важно, какова температура почвы. Для того чтобы понять, как прогревается почва, рассмотрим маленький цилиндр почвы высотой z , в который сверху поступает количество тепла QТвх, а из него выделяется тепло в количестве QТвых (рис.XIV.5).

Изменение теплового потока в толще почвы привело к нагреванию почвы на T в течение промежутка времени t. Переходя от конечных разностей к частным дифференциалам, получим

Сдругойстороны,потоктеплавпочвепропорционаленкоэффициенту теплопроводности и градиенту температуры. Подставляем вместо qT его значение в соответствии c уравнением Фурье:

Насжеинтересуетпреждевсегоизменениетемпературысовре-

менем dT/dt:

Появился новый коэффициент, состоящий из известных нам параметров T /Cm b , который называют температуропроводностью [см2/сут]. Он отражает способность почвы проводить тем-

пературную волну. Заметим, что размерность температуропроводности [см2/сут, см2/с] совпадает с коэффициентом диффузии для солей. Поэтому нередко величину к называют термодиффузивностью. Понятно, что чем выше температуропроводность почвы, тем она быстрее будет проводить температурную волну, будет быстрее повышаться температура нижних слоев, т. е. почва будет быстрее прогреваться.

Окончательно основное уравнение теплопереноса будет выгля-

что очень напоминает 2-й закон Фика для переноса солей, основное уравнениедвижениявлаги(уравнениеРичардса).Всеуказанныеуравнения были получены одним способом: подстановкой в уравнение неразрывностиуравненияпотокавлаги,солей, тепла.И,главное,эти уравнения связывают изменение содержания вещества и температуры по расстоянию с изменением исследуемых характеристик во времени. Это очень важно, здесь заключается предсказательная сила этихосновныхуравненийпереносавеществиэнергии.Этоозначает, что если мы знаем распределение температуры по профилю почвы, появляется возможность рассчитать распределение температуры на следующий момент времени, т.е. осуществить прогноз. Конечно, необходимо еще знание и почвенных характеристик, в данном случае величины коэффициентатемпературопроводности.

Основное уравнение теплопереноса уравнение, связыва-

ющее изменения температуры во времени с изменением температуры по расстоянию. Для динамики температуры это уравне-

ние имеет вид

2Tz 2

основное уравнение теплопереноса, связывающее изменение температуры почвы ( T) во времени ( t) с изменением температурыпорасстояниювнаправленииградиента(вприведенном написании по вертикали ( z) через коэффициент температуропроводности [см2/сут, см2/с].

Основные уравнения переноса (воды, солей, тепла) получают подстановкой в уравнение неразрывности уравнений переноса влаги итепла: для динамикивлажности впочве это уравнение Ричардса, для динамики растворенных веществ это конвек- тивно-диффузионноеуравнение.

Коэффициент температуропроводности [см2/с, см2/сут]

характеризует способность среды выравнивать свою температуру, которая определяется не только теплопроводностью среды, но и ее объемной теплоемкостью. Коэффициент температуропроводности является производной теплофизической характеристикой.Ончисленноравенповышениютемпературы, котороепроизойдет вединицеобъема почвыпри поступлениив нее тепла, численно равного ее теплопроводности: T /Cv .

Коэффициент температуропроводности имеет размерность см2/с такуюже,каккоэффициентдиффузии.Взарубежнойлитературе по физике почв его называют термодиффузивностью, иликоэффициентомтермодиффузии.

3. Теплофизические свойства почв

Температуропроводностьпочвы,такжекакитеплопроводность, существенно зависит от ее влажности. Характер этих зависимостей определяется взаимодействием твердой, жидкой и газообразной фаз почвы (рис. XIV.6).

Нарис.XIV.6представленызависимоститеплофизическихпараметров от влажности почвы. На этом графике можно выделить три характерные области, соответствующие различным энергетическим состояниямпочвеннойвлаги.Вобластинизкихвлажностейводапрочносвязанаипроцессытеплообменаопределяютсяисключительнокондуктивныммеханизмомпереносатеплавпочве.Сувеличениемвлаж-

ности возрастает площадь

Отметим, что глинистая почвабез гумуса при одинаковой влажности с песчаной имеет одинаковую с ней теплоемкость. И это вполне понятно теплоемкость кварца и усредненная теплоемкость почвенных минералов близки (около 0.48 кал/(см3·°С)), теплоемкость же воды 1 кал/(см3·°С). Но температуропроводность песчаной почвыприодинаковойсглинистойвлажностизаметновыше приодинаковых влажностях песчаная проводит тепло значительно быстрее. Кроме того, следует учитывать, что влажность песчаных почв практически всегда ниже за счет быстрого стекания влаги. Получается, что песчаные почвы и суше, и температуропроводность ее твердофазной части намного выше. Это означает, что песчаные почвы будут значительно быстрее прогреваться. Поэтому их и называют «теплыми»вотличиеот«холодных»глинистыхтяжелыхпочв.Легкиепочвы быстрее прогреваются весной, теплее летом, впрочем, и осенью быстрее отдают тепло, быстрее охлаждаются. Такимобразом,можносказать, что песчаные почвы имеют более контрастный тепловой режим.

4. Tепловой и температурный режимы почв

Тепловой режим это процессы поступления, перераспределения и расхода тепла в почве и на ее границах. Температурный режим динамикатемпературынаповерхностиивразличныхслоях почвы. Как и в случае водного режима, необходимо подчеркнуть два важных момента.

Интересуютсяпричинамиизменениятемпературыпочвы.Аэто прежде всего тепловой баланс деятельной поверхности почвы.

Температурный режим это динамика температуры не только всамойпочве,ноинаееверхнейгранице,характеризующаяпоступление тепла на поверхность. В свою очередь температура на верхней границе отличается двумя свойствами:

высокойдинамичностью;сильной зависимостью от состояния поверхности.

О высокой динамичности. В суточном режиме, особенно в теплое время года, ясно выделяются суточные циклы. И динамика на поверхностиивглубинныхслояхимеетспецифическиеособенности отставание тепловой волны по глубине и изменение ее амплитуды

(рис.XIV.7).

Суточныеизменениятемпературыносятпочтисинусоидальный характер как на поверхности, так и в глубинных слоях. Смещаются (отстают во времени) с глубиной лишь экстремумы (максимум и минимум) и уменьшаются амплитуды суточных колебаний. Это проис-

Рис. XIV.7. Суточный ход температуры в различных слоях почвы

ходит по вполне понятным причинам, связанным с температуропроводностью почвенных слоев и расходом тепла на нагревание. Такой почти синусоидальный ход температуры в различных слоях почв позволяет в ряде случаев применить аналитические математические модели для описания температурного режима почвы. Однако в силу отличий вида изменений температуры поверхности почвы от строго синусоидального и других допущений аналитические модели чаще применяются для расчета температурного режима для тепличных грунтоввконтролируемыхусловиях.

О втором свойстве температурного режима его зависимости от состояния поверхности. Мы уже говорили об этом,

когда анализировалось влияние величины альбедо на тепловой режимповерхности.Подчеркнем, что состояние поверхности этоне только ее цвет, покрытие теплопроводящими материалами, но и ее геометрия. Известно, что гребневидная поверхность почвы прогревается быстрее, что вполне объяснимо: излученная и отраженная