, (9.35)9.2.3 Вологоперенесення в грунті
Вологоперенесення у ґрунті. Водний режим є основним у житті рослин. При описі водного режиму варто виділити два принципово різних процеси – промочування ґрунту і його висушування.
При зволоженні ґрунту після досить інтенсивних опадів або поливу волога переміщається всередину ґрунту під дією суми двох сил – маси і сисної сили більш сухих нижніх шарів. Якщо верхній шар ґрунту промочується при цьому до максимального насичення, рух води здійснюється у рідкій фазі і відбувається в основному по великих порах, тріщинах та інших локальних каналах. Якщо розглядати вегетаційний сезон в цілому, то періоди зволоження займають не дуже великий відсоток сумарного часу, особливо в аридних і напіваридних регіонах, де вода є основним фактором, який лімітує урожай.
Значно більш істотне значення у житті рослин має режим висушування. В цьому режимі розчинені у воді мінеральні речовини підтягуються до коренів рослин, а самі рослини, поглинаючи воду з ґрунту і, випаровуючи її в атмосферу, підтримують свої життєво важливі функції в межах, які забезпечують їхнє нормальне функціонування. У тих випадках, коли ґрунт повністю насичений водою, на нього не діють ніякі інші сили, крім маси, і волога вільно перетікає в нижче розташовані шари аж до водо упору абоґрунтових вод. Однак, якщо виключити з розгляду болота і заливні луги, така ситуація створюється лише на короткочасні періоди. Звичайно лише частина порового простору зайнята водою, а інша – ґрунтовим повітрям. Саме рух вологи, у ненасиченій зоні ґрунтового профілю представляє головну задачу моделювання.
При зменшенні вологості пересування вологи починає здійснюватися по капілярах різного діаметра і «зазорах» між ґрунтовими агрегатами. Оскільки в більш сухих шарах зайняті водою капіляри в середньому мають менший діаметр, вода починає підходити в ці шари за рахунок різниці капілярних тисків. Ця сисна сила ґрунту починає превалювати над силою маси і стає основною при зменшенні вологості нижче найменшої вологоємності (НВ). При подальшому висушувані ґрунту перенесення вологи здійснюється; як у рідкій фазі у вигляді дифузії молекул у шарі води, адсорбованому на ґрунтових частках, так і у вигляді водяної пари, яка дифундує у вільному поровому просторі. При цьому на сумарну швидкість вологоперенесення починає впливати не тільки градієнт вологості, але і градієнт температури. Вертикальні градієнти температурного поля ґрунту, покритого рослинністю, не настільки значні, щоб цей ефект міг відігравати істотну роль у сумарному вологообміні посіву. Головними діючими силами, відповідальними за переміщення води у ґрунті є, таким чином, сила маси, завжди спрямована вниз і гідравлічний потенціал, дія якого спрямована від більш вологих шарів ґрунту до більш сухих. Наявність коренів у ґрунті варто розглядати як розподілену по глибині функцію стоку або джерела.
Гідрофізичні характеристики ґрунту. Водний потенціал або «тиск» ґрунтової вологи прийнято подібно осмотичному тиску вважати величиною негативною і вимірювати в тих же одиницях, що і тиск, тобто в гектопаскалях, атмосферах або сантиметрах водного стовпа (як відомо, 1 атм = 1000 см водного стовпа). Величину зворотну водному (гідравлічному) потенціалу вважають «сисною силою» ґрунту.
Подібно напруженню в електротехніці або градієнту температури в теплофізиці градієнт водного потенціалу є рушійною силою міграції вологи в ґрунті. Якщо сила струму дорівнює різниці потенціалів електричного поля, помноженої на провідність, швидкість руху рідини у пористому середовищі, відповідно до закону Дарсі, дорівнює градієнту потенціалу, помноженому на вологопровідність цього середовища. Точно так само швидкість перенесення тепла визначається добутком градієнта температури на коефіцієнт теплопровідності. Отже, швидкість руху вологи у ґрунті v відповідно до закону Дарсі визначається виразом
, (9.35)
Dx=х2-x1 – різниця близько розташованих рівнів ґрунтового профілю;
DH=H(x2) – H(x1) –різниця напорів води на цих рівнях.
H = z – p. (9.36)
Тут враховано, що р < 0. Підставляючи (9.36) у (9.37), одержимо співвідношення для швидкості руху води в ненасиченій зоні, виражене через градієнт водного потенціалу
, (9.37)
оскільки завжди Dz =Dх.
Відзначимо, що сам коефіцієнт вологопровідності залежить від водного потенціалу, тобто у виразі (9.37) k = k(p). Саме ця залежність робить співвідношення (9.37) нелінійним, що принципово відрізняє його від законів тепло- і електропровідності. Очевидно також, що, оскільки величина Dр/Dх є безрозмірною, то коефіцієнт вологопровідності має ту ж розмірність, що і швидкість, тобто см/с, см/год., см/доба. Чисельно він дорівнює швидкості промочування ґрунту, коли градієнт напору дорівнює одиниці.
Рух ґрунтової вологи в ненасиченій зоні визначається двома основними залежностями. Перша з них – це зв'язок коефіцієнта вологопровідності з водним потенціалом, тобто функції k(p). Друга, мабуть, навіть більш важлива, це так названа крива водоутримання чи «основна гідрофізична характеристика» (ОГХ) ґрунту. ОГХ визначається як залежність об'ємної вологості ґрунтів від водного потенціалу. Чим сухіше ґрунт, тим більше його «сисна сила», яка дорівнює водному потенціалу, узятому зі зворотним знаком.
Отже, водний потенціал має збільшуватися за абсолютною величиною при зменшенні вологості і перетворюватися в нуль при повній вологоємності. На рис 9.10. як приклад наводиться загальний вигляд кривої водоутримування. Відзначимо її характерні риси. При незначному зменшенні вологості ґрунту від повної вологоємності тиск ґрунтової вологи зростає на деяку величину практично миттєво. Цю ділянку кривої досить складно описати при моделюванні, у багатьох моделях вона заміняється вертикальною лінією, що продовжується до перетинання з плавним продовженням верхньої кривої у точці А. Можливість такої апроксимації пов'язана з тим, що режими, близькі до повного зволоження ґрунту, зустрічаються досить рідко. Деякі помилки, які тут з'являються, істотно не впливають на загальний розрахунок.
Рис. 9.10. Крива водоутримувальної властивості ґрунту.
Подальше зниження вмісту вологи приводить до підвищення абсолютної величини потенціалу, який описується опукло-ввігнутою кривою з точкою перегину. Практичне значення мають точки, зв'язані з тиском, приблизно рівним –330 см і –15000 см. Перша з них відповідає найменшій вологоємності ґрунту. Це той вміст води у ґрунті, який залишається після стікання зайвої вологи під дією гравітаційних сил. Вологість, яка приблизно дорівнює –15000 см (точне значення залежить від виду рослин), називається вологістю в'янення (ВВ). При вологості, менше ВВ, рослини не здатні поглинати вологу з ґрунту, оскільки при цьому сисна сила ґрунту виявляється вище, ніж та максимальна сисна сила, яку може розвити коренева система. Ця волога є недоступною для рослин.
При вологості, рівній НВ і нижче, у ґрунті мається достатня кількість не тільки води в її рідкій фазі, але і повітря. При цьому створюються сприятливі умови для життєдіяльності кореневої системи. Тому діапазон вологості ґрунту приблизно від 0,7 НВ до НВ є для рослин оптимальним. При зменшенні вологості нижче 0,7 НВ або вище НВ створюються стресові умови або по зволоженню ґрунту, або по постачанню кореням кисню.
Таким чином, доступна для рослин волога знаходиться в межах вище ВВ, а сприятлива для росту і розвитку рослин – у діапазоні від 0,7 НВ до НВ. Зрозуміло, усі ці границі орієнтовні і залежать як від вирощуваної культури, так і від інших факторів навколишнього середовища, зокрема, від температури і вологості повітря.
Перейдемо до розгляду іншої гідрофізичної характеристики ґрунту – коефіцієнта її вологопровідності. Залежність k(p) при повному насиченні має назву коефіцієнта фільтрації kf . Зі збільшенням абсолютної величини водного потенціалу, тобто зі зменшенням вологості ґрунту, k(p) зменшується (рис. 9.11)
Рис.9.11. Залежність коефіцієнта вологопровідності
від водного потенціалу ґрунту.
При цьому значення коефіцієнта фільтрації глинистих ґрунтів виявляється на багато менше, ніж відповідне значення для піску або ґрунтів легкого складу.
У той же час при зниженні вологості (росту сисної сили ґрунту) вологопровідність легких ґрунтів зменшується більш різко і при вологості, меншій НВ, значення k(p) для піску виявляється нижче, ніж для суглинку. В зв'язку з цією властивістю вологопровідності посіви на легких ґрунтах виявляються надзвичайно чутливими до посушливих періодів: різке зростання коефіцієнта вологопровідності за умов, близьких до насичення, приводить до швидкого проникнення води, яка випадає у вигляді опадів, у нижні ґрунтові горизонти і зникнення її з шару, в якому розміщується коренева система.
Взагалі, вигляд розглянутих кривих визначається багатьма властивостями ґрунту – їхнім мінералогічним складом, щільністю, вмістом ґрунтової органіки і, зрештою, залежить від всієї історії ґрунтоутворюючого процесу в даному місці. Характерні риси залежностей p(w) і k(p) пов'язують з легко вимірюваними ґрунтовими параметрами. Найбільш поширені з них наведені у табл.9.4 та 9.5.