Материал: Pochvovedenie_Kovda_chast1

ней, приводят к снижению их поступления в фитомассу, т. е. в продукцию растениеводства. Таким образом, тяжелые почвы по сравнению с легкими, с одной стороны, характеризуются повы­ шенной буферностью к загрязняющим веществам и меньшим поступлением этих веществ в урожай, а с другой — повышенной способностью к их аккумуляции в верхней толще почвы. Иначе говоря, чем выше уровень плодородия почв, тем более высокие нагрузки радиоактивных и других загрязняющих веществ до­ пустимы на такие почвы без превышения установленных пре­ дельно допустимых концентраций (ПДК) токсикантов в про­ дукции растениеводства. Но зато эти почвы через какой-то пери­ од непрерывного действия источника загрязнения могут оказать­ ся значительно более загрязненными по сравнению с менее пло­ дородными почвами.

Глава тринадцатая

ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ПОЧВ

13.1. Роль температуры в почвенных процессах

Колебания температуры — важный компонент почвенного микроклимата. Следуя годичным циклам изменения температуры воздуха, температура почвы оказывает существенное влияние на многие протекающие в ней процессы. С тепловым режимом почв тесно связаны начало и конец вегетационного периода, простран­ ственное размещение растений, характер распространения корне­ вых систем, скорость поступления к корням питательных эле­ ментов. Температура почвы влияет на скорость поступления воды в корни растений, на транспирацию, на продуктивность расти­ тельности. Температурный режим почв регулирует численность микроорганизмов и их активность, минеральные преобразования и процессы разложения органических остатков и трансформации почвенного гумуса. Температура почв контролирует фазовые переходы в системе почва — почвенный раствор — почвенный воздух, процессы растворения солей и газов, скорость выветри­ вания минералов. Образование цементационных структур в тро­ пиках под влиянием избыточного перегрева и фрагментарных структур в северных широтах (под действием переохлаждения) также обусловлены особенностями температурного режима почв. Таким образом, исследования тепловых свойств почв и особен­ ностей годовой динамики их температур необходимы при деталь­ ных исследованиях всех процессов, протекающих в почвах, при количественных расчетах соле-, водо- и газопереносов.

13.2. Поступление теплоты в почву

Тепловая энергия в почве имеет несколько источников: 1) лу­ чистая энергия солнца; 2) атмосферная радиация; 3) внутренняя теплота земного шара; 4) энергия биохимических процессов разло-

229

жения органических остатков; 5) радиоактивный распад. Вклад двух последних источников ничтожно мал и обычно не принимается во внимание в балансовых расчетах. Внутренняя теплота земного шара также незначительна [4,19•10-4 Дж/(см2 •мин)]. Вклад этого источника в тепловой поток велик лишь в районах активной вулканической деятельности. Атмосферная радиация приобретает существенное значение в балансе теплоты в районах с неустойчи­ вой атмосферной деятельностью, в периоды вторжения теплых или холодных воздушных масс. Таким образом, главным источни­ ком теплоты в почве является лучистая энергия солнца.

Среднее количество теплоты, поступающей к верхней границе атмосферы Земли от Солнца (солнечная постоянная), равно 8,296 Дж/(см2 •мин). Приход теплоты к земной поверхности меньше вследствие рассеивания ее в атмосфере Кроме того, реальное количество поступающей в почву солнечной тепловой энергии существенным образом коррелируется географической широтой, временем года, состоянием атмосферы, экспозицией склонов, т. е. углом падения солнечных лучей на поверхность, характером растительного покрова, а также тепловыми свойст­ вами самой почвы

13.3. Тепловая характеристика почвы

Совокупность свойств, обусловливающих способность почв поглощать и перемещать в своей толще тепловую энергию, назы­ вается тепловыми свойствами. К ним относятся: теплопоглотительная (теплоотражательная) способность почв, теплоемкость, теплопроводность, теплоусвояемость.

Теплопоглотительная (отражательная) способность почв,

или способность почв поглощать (отражать) определенную долю падающей на ее поверхность солнечной радиации, характеризу­ ется значением альбедо (А) — долей коротковолновой солнечной радиации, отражаемой их поверхностью (QО Т Р ), выраженной в процентах от общей солнечной радиации (Qобщ):

А=QОТР/Qобщ•100, (57)

где Qобщ и QОТР выражаются в Дж/(см2 •мин).

Альбедо зависит от очень многих свойств почв — их цвета, количества и качественного состава органического вещества, гранулометрического состава, оструктуренности, состояния по­ верхности, влажности. Диапазон отражения лучистой энергии поверхностью почв колеблется от 8—10 до 30% (табл. 44). Ес­ тественное варьирование величины альбедо в ландшафтах усили­ вается характером растительного и снежного покрова. Тепло­ поглотительная способность почв одного и того же региона обу­ словливает разделение почв на холодные и теплые: темноцветные

230

Т а б л и ц а 44. Альбедо некоторых почв, растительных ассоциаций и ландшафтов

почвы более теплые, чем светлые; оструктуренные почвы с шеро­ ховатой поверхностью более теплые, чем бесструктурные.

Свойство почв поглощать тепловую энергию называется теплоемкостью (С) и выражается через приращение теплоты ( Q) в почве при изменении ее температуры (ΔT):

Удельная теплоемкость почвы (С) характеризуется количест­ вом теплоты, необходимым для нагревания или выделяемым при

Объемная теплоемкость почвы (Сv) численно равна количест­ ву теплоты, необходимому для нагревания или выделяемого при охлаждении единицы объема (1 см3) сухой почвы на 1° в том же интервале температур. Пересчет удельной теплоемкости в объемную необходим при исследовании процессов поступления и перераспределения тепловой энергии в пределах почвенного профиля. Так как сложение почв в целом и различных генети­ ческих горизонтов разное, то и соотношение между С и Cv су­ щественно изменяется. В рыхлых, хорошо оструктуренных почвах удельная теплоемкость выше объемной; в плотных, слитых поч­

где ς — плотность почвы, г/см3.

Удельная и объемная теплоемкости характеризуют физиче­ ские свойства почв в стандартных, жестко ограниченных состоя­ ниях и определяются минералогическим и гранулометрическим составом почв, содержанием органического вещества, характе­ ром их сложения и оструктуренности. Ниже приведена теплоем-

231

кость некоторых типов почв и их основных составляющих частей,

Дж/(г•град):

В естественных условиях теплоемкость почв существенным обра­ зом отличается от стандартных параметров, что связано с разли­ чиями в уровнях увлажнения. Изменение теплоемкости почв в зависимости от влажности рассчитывается по формуле, предло­ женной П. И. Андриановым (1936):

прочно связанной воды, %; W — влажность почвы, %. Теплоемкость почвы, характеризующаяся суммарным коли­

чеством теплоты, идущим на изменение температуры единицы массы почвы и фазовые превращения (испарение и конденсация влаги, кристаллизация и таяние льда, сорбция и десорбция га­ зов, т. е. процессы, сопровождающиеся выделением или поглоще­ нием теплоты), называется эффективной теплоемкостью.

По характеру теплоемкости почв их можно подразделить на почвы холодные и теплые. Глинистые почвы более теплоемки, нагреваются медленнее и считаются холодными, песчаные — теплыми. Почвы, богатые органикой, более теплоемки и холоднее минеральных. Хорошо оструктуренные почвы с высоким содержа­ нием почвенного воздуха холоднее слитых. Влажные почвы более теплоемки и холоднее, чем сухие.

Теплота, поступающая на поверхность почв, под действием создаваемого градиента температур перераспределяется в поч­ венном профиле. Процесс переноса теплоты называется тепло­ обменом, а свойство почв передавать энергию путем теплового взаимодействия соприкасающихся между собой твердых, жидких

игазообразных частиц называется теплопроводностью. Теплообмен рассчитывается по уравнению термодиффузии:

водности, Дж/(см•с•град). Знак «минус» означает перенос теплоты в сторону убывания температуры.

Теплопроводность почв оценивается коэффициентом тепло-

232

проводности, который является эмпирической величиной, харак­ терной для каждой почвенной разности и каждого генетического горизонта. Так как теплопроводность составных частей почвы колеблется в широких пределах, коэффициент теплопроводности их является интегральной, динамичной величиной. Ниже приве­ ден коэффициент теплопроводности некоторых составных частей почв, Дж/(см•с•град):

Наименьшую теплопроводность имеет почвенный воздух, наибольшую — минеральные частицы. Компактные, плотные почвы имеют большую теплопроводность, чем рыхлые, хорошо оструктуренные. Накопление значительного количества органи­ ческого вещества в поверхностных горизонтах препятствует передвижению теплоты, поэтому сильно заторфованные почвы северных широт способствуют подъему уровня вечной мерзлоты и продвижению ее в более южные широты. В то же время некото­ рые мероприятия, направленные на регулирование температурно­ го режима почв (снегозадержание, мульчирование), снижают теплопроводность и предохраняют посевы от вымерзания.

Коэффициент теплопроводности (λ) почв увеличивается по мере их увлажнения, так как теплопроводность воздуха в 30 раз меньше теплопроводности воды и подчиняется закону насыще­ ния:

где а, в, с — эмпирические коэффициенты, различные для разных типов почв; W— влажность почв, %; е — основание натурально­ го логарифма.

Рост теплопроводности с увлажнением почв особенно заметен в диапазоне низкого влагосодержания. В дальнейшем, по мере увеличения содержания воды, нарастание λ снижается и в диапа­ зоне влажности, соответствующей общей влагоемкости, изменя­ ется мало. Этот факт очень важен для создания оптимального температурного режима, так как сухие поверхностные слои почв южных территорий страны (температура поверхности южных черноземов летом в полуденные часы достигает 40—50°С, а поверхность песков в Каракумах — 70—80°С) являются свое­ образным экраном, предохраняющим внутренние слои почвы от перегрева.

Интенсивность изменения температуры почв характеризуется

коэффициентом температуропроводности, частным от деления коэффициента теплопроводности на объемную теплоемкость:

233