2.6. Диффузия
Диффузией называется самостоятельное перемешивание молекул, обусловленное их тепловым движением. С Наибольшей скоростью диффузия протекает в газах в следствие больших подвижностей их молекул. Скорость диффузии во всех агрегатных состояниях вещества сильно зависит от температуры.
Процессы диффузии подчиняются Закону Финна. Количество вещества, которое продифундирует со стороны более высокого парциального давления в направлении более низкого, подчиняется такому уравнению:
(29)
Где dm – масса газа, что переносится; D – коэффициент диффузии; S – площадь, через которую происходит диффузия; dc/dx – градиент, или изменение концентрации на единицу расстояния вдоль направления x; t – время диффузии.
Коэффициент диффузии численно равен массе газа, которая переносится через участок в 1 см2 за 1 сек. При градиенте концентрации равному единице. Размерность этого коэффициента – см2/сек. Знак минус показывает, что диффузия идёт в направлении более низких концентраций.
С точки зрения вопроса, рассматриваемого в нашей теме, знание законов диффузии имеет большое значение для понимания процессов испарения почвенной влаги.
2.7. Осмотические явления
Если раствор отделить от растворителя полупроницаемой перегородкой, то в одной части сосуда возникает сверхостаточное давление (осмотическое давление), так как перегородка пропускает только молекулы растворителя.
Явление диффузии растворителя через полупроницаемую перегородку, которая отделяет раствор через полупроницаемую перегородку, которая отделяет раствор от чистого растворителя, называется Осмосом. Сверхостаточное давление (равное парциальному давлению растворённого вещества), которое возникает при этом в растворе, называется осмотическим давлением, которое рассчитывается по формуле
(30)
Где p – плотность раствора, g – ускорение силы притяжения.
Осмотическое давление пропорционально концентрации и температуре раствора и обратно пропорционально молярной массе растворённого вещества.
Осмотические давления играют определённую роль в перемещении почвенной влаги, которая передвигается с того места, где концентрация растворённых солей меньшая, к тому месту, где такая концентрация большая.
2.8. Давление воды
Внутри жидкости везде действуют силы давления.
Давлением называется отношение силы, действующей перпендикулярно поверхности, к площади всей поверхности:
Давление = сила/площадь
Единицы СИ давления: [Р] = Н/м2 = Паскаль (Па) = кг/(м·с2). Единицы, которые допускались к применению до 1980 г.: миллиметр ртутного столба (мм рт. ст.). физическая атмосфера (атм) = 760 мм рт. ст.; техническая атмосфера (ат) = 1 кг с/см2.
Если р – давление, А – площадь поверхности, F – сила, которая действует на эту поверхность, то
. (30)
Если на жидкость действует внешнее давление, то вследствие подвижности молекул это давление передаётся одинаково во все стороны.
Давление столба воды. В каждой жидкости существует давление, обусловленное её собственной массой. Так, например, давление на основание столба воды высотой 10 м составляет около 105 Па.
Рассчитывается давление воды по формуле
(31)
Где P – давление в жидкости на глубине H, H – высота столба жидкости, D – плотность жидкости, G = 9,81 м/с2 – ускорение свободного падения.
2.9. Силы гравитации
Сила, с которой два тела притягиваются одно к одному, называется Гравитационной силой (силой притяжения). Величина этой силы определяется законом всемирного притяжения, сформулированным Ньютоном. Любая молекула почвенной влаги находится под действием сил гравитации, вследствие чего она стремится перемещаться вниз по профилю почвы.
Формы и категории почвенной влаги
Вода, которая есть в почве, неоднородна. Она находится под действием многих сил, о которых речь шла выше. Причём те или иные участки воды могут находиться под преобладающем действии тех или иных сил, а отсюда иметь разную подвижность и доступность для растений. Поэтому исследователи, которые занимались вопросами почвенной гидрологии, стремились разделить влагу, находящуюся в почве, на те или иные категории по тем или иным признакам, то есть классифицировать формы почвенной влаги.
Выделяя различные категории почвенной влаги, которые характеризуются одинаковым «поведением», под словом «поведение» обычно понимают в первую очередь подвижность почвенной влаги, тоесть форму и скорость её передвижения, которые есть наиболее важным проявлением сил, под влиянием которых находится почвенная влага.
При этом граничные значения интервалов влажности и всасывающего давлении, при переходе через которые ведущая роль переходит от сил одной природы к силам другой природы (о чём можно судить по изменению подвижности), выделяют в качестве так называемых Почвенно-гидрологических констант. А. А. Роде (1965) почвенно гидрологическими константами считает такие точки на шкале влажности почвы, при которых количественные изменения в подвижности влаги и другие связанных с ней свойств переходят в качественные отличия.
Н. А. Качинский (1970) выделяет формы влаги, располагая их в порядке спадающей энергетической связи их с твёрдой фазы почвы. Этими принципами будем пользоваться и мы, рассматривая формы почвенной влаги.
Вода, химически связанная, или конституционная. Входит в молекулу вещества гидроксильной группой, например: Fe + 3H2O 
Fe (OH)3. По сути вода как таковая, берёт участие здесь только в исходной реакции, приобретая в конечном продукте реакции другого значения (ОН-). Наибольшее количество такой воды содержится в глинистых минералах.
Вода кристаллизационная или кристаллогидратная. Входит в состав вещества целыми молекулами, например, CaSO4 · 2H2O (гипс), или NaSO4 · 10 H2O (мирабилит). В больших количествах такая вода находится в солончаках, физические свойства которых очень сильно от неё зависят, например «пухность» солончаков, которые содержат мирабилит.
Вода гигроскопическая (ГВ). Это вода, адсорбированная сухой почвой благодаря поверхностной её энергии с атмосферы при относительной влажности последней меньше 100%, или которая осталась в почве после высушивания её в такой атмосфере до «воздушно сухого» состояния.
Вода максимально-гигроскопическая (МГВ). Это вода, асорбированная почвой благодаря поверхностной энергии с атмосферы с относительной влажностью 95 – 100%. Она, как и гигроскопическая вода, представлена диполями воды, точно ориентированных до поверхности твёрдых частичек почвы и настолько уплотнёнными, что они вроде припаяны до последней. Это прочно связанная вода, неподвижна и недоступна для растений.
Максимальна гигроскопическая влажность величина постоянная для конкретной почвы и конкретного её горизонта. Зависит от гранулометрического состава, особенно фракций 0,005 – 0,001 и меньше 0,001 мм, состава поглощённых оснований и гумусированности почвы. Колеблется в больших пределах в зависимости от типа почвы: от 1,62 в подзолистых до 14,60 % от массы в чернозёмных почвах (И. Б. Ревут, 1972)
Вода плёнчатая. При насыщении почвы водой до максимальной гигроскопичности не исчерпывается полностью её (почвы) поверхностная энергия. Если такую почву окунуть в воду, то толщина слоя адсорбированной воды вокруг почвенных частичек увеличится. Дополнительная вода сверх максимальной гигроскопической, которая адсорбируется почвой с жидкой фазы, будет Водой плёнчастой. Её нельзя смешивать с максимально гигроскопической, так как свойства этих двух форм воды совсем различные.
Количество плёнчатой воды зависит от свойств почвы. Иногда плёнчатой воды в почве по массе столько же, сколько и максимально гигроскопической, но чаще плёнчатой воды бывает значительно больше.
Плёнчастая вода меньшими силами, чем максимально гигроскопическая, притягивается к поверхности почвы, поэтому она менее уплотнена; диполи её менее точно ориентированы до поверхности почвенных частичек. Эта вода непрочно связана почвой, причём непрочность слоёв возрастает до периферии адсорбированной сферы, характеризуясь давлением от 50 атм (на границе слоёв плёнчастой воды с максимально гигроскопической) и до 3 – 4 атм возле периферии адсорбированных водных плёнок. Она может передвигаться в почве в жидком состоянии.
Так как осмотическое давление плёнчастой воды достаточно высокое, а мобльность (подвижность) низкая, она трудно доступна растениям. В её пределах находится влажность увядания растений.
Капиллярная вода. Это вода, которая удерживается и перемещается в почве преимущетвенно под влиянием капиллярных (менисковых) сил, которые возникают на поверхности раздела почвенные частички – почвенная влага – воздух (тоесть на поверхности раздела твёрдой, жидкой и газообразной фаз).
Капиллярные силы начинают проявляться в порах с диаметром меньше 8 мм, но особую силу приобретают в порах с диаметром от 100 до 3 мкм. В порах больше 8 мм, капиллярный момент не выраженный, так как сплошной вогнутый мениск, под которым проявляется отрицательное давление, не образуется. Поры с диаметром меньше 3 мм в значительном своём объёме заполнены связанной (адсорбированной) водой, а поэтому перемещение в них капиллярной воды сильно тормозится или полностью исключено (в неактивных порах). В соответствии с этим наиболее интенсивно (на большое расстояние) передвижение воды по капиллярным порам наблюдается в почвах средних по гранулометрическому составу, типа лессовых суглинков.
Под влиянием менисковых сил капиллярная вода может двигаться во все стороны; сила тяжения воды при этом (гидростатическое давление) играет второстепенную роль, частично противодействуя капиллярному подъёму воды вверх.
Различают капиллярную влагу подпёртую и подвешенную. В первом случае капилляры с водой нижней своей частью соприкасаются с грунтовой водой или верховодкой. Во втором случае они от водоносных слоёв почвы оторваны и вода в них удерживается равнодействующей силой менисков с преобладанием её в верхней части смоченного слоя.
Капиллярная вода легко доступна растениям и есть основным источником их водного питания.
Вода гравитационная. Вода гравитационная или свободная, заполняет в почве крупные некапиллярные поры и перемещается под влиянием силы тяжести вниз или в сторону наклона водонепроницаемых слоёв. Через эту форму воды в почве, в случае её сплошности, передаётся гидростатическое давление. Вода гравитационная является источником всех других форм воды в почве, а так же грунтовой воды и верховодки, в то же время может конденсироваться из паров воды. Она легко доступна для растений.
В почве ещё может быть твёрдая вода (лёд), парообразная и тяжёлая вода, в которой вместо обычного водорода – «тяжёлый водород» — дейтерий, атом которого в два раза тяжелее обычного.
4. Водно-физические свойства почвы
4.1. Водопроницаемость
Водопроницаемость – это свойство почвы пропускать через себя воду. Количественно выражается толщиной слоя воды, которая поступает в почву через её поверхность за единицу времени.
Процесс поступления воды с поверхности в толщу почвы называется Инфильтрацией. Он состоит из двух этапов: впитывания и фильтрации. В первый момент поступления воды в ненасыщенную почву вода впитывается и перемещается в вертикальном и горизонтальном направлениях. Этот процесс характеризуется Коэффициентом впитывания.
Прохождение воды через водонасыщенные (до полной влагоёмкости) слои почвы под влиянием сил гравитации и градиента напора называется Фильтрацией и характеризуется Коэффициентом фильтрации.
Скорость нисходящего инфильтрационного потока есть важнейшей характеристикой данной почвы и её физического состояния и, прежде всего, её гранулометрического состава, структурного состояния и плотности. Инфильтруется гравитационная вода. Скорость её движения в значительной мере определяет количество воды, которое запасает почва во время осадков и снеготаяния. Если почва не пропускает влагу осадков, то излишки её или поступают в поверхностный сток, или испаряются.
После прекращения поступления воды сверху происходит перераспределение её в почвенной толще – стекание в нижние горизонты и слои. Процесс характеризуется Коэффициентом водоотдачи.
Эти коэффициенты применительно как ко всей почвенной толще, так и отдельных горизонтов и слоёв необходимо знать при решении мелиоративных задач (определение методов и норм поливов, расстояние между дренами, глубина промачивания и др.).
Поступление воды в почву совершается под действием сил тяжести, сил сопротивления, капиллярных сил, сил инерции и разности давления атмосферного и выдавливаемого воздуха.
На величину и характер инфильтрации в значительной мере влияет пористость почвы – величина, форма и направленность пор, что, в свою очередь, связано с гранулометрическим составом и структурностью. Инфильтрация уменьшается со временем, так как при насыщении почвы водой происходит разрушение структуры, постепенное уплотнение за счёт заиливание порового пространства.
Водопроницаемость зависит от химического состава и, особенно, от обменного натрия, которое обуславливает диспергирование почвы.
Для оценки водопроницаемости почв в агрономических и мелиоративных целях используют шкалу Качинского (табл. 1).
1. Оценка водопроницаемости почв тяжёлого гранулометрического состава по Качинскому (напор воды Н = 5 см при температуре 10˚С)
| Водопроницаемость, мм за первый час | Оценка |
| > 1000 | Провальная |
| 1000 – 500 | Чрезмерно высокая |
| 500 – 100, выровненная по всей поверхности | Наилучшая |
| 100 – 70 | Хорошая |
| 70 – 30 | Удовлетворительная |
| < 30 | Неудовлетворительная |
Регулировать водопроницаемость можно путём улучшения структуры почвы, обогащением её органическим веществом, регулированием состава поглощённых оснований, глубокой обработкой почвы и др.
4.2. Водоудерживающая способность почвы
Водоудерживающая способность – это свойство почвы удерживать в себе воду, на которую действуют силы тяжести, которые стремятся удалить эту воду из почвы. Вода в почве удерживается сорбционными и капиллярными силами, а так же водонепроницаемостью водоупорных слоёв. Наибольшее количество воды, которую способна удерживать почва теми или иными силами, называется Влагоёмкостью. Выражается влагоёмкость в процентах массы сухой почвы, или в процентах объёма почвы. Водоудерживающая способность и влагоёмкость – одна из важнейших характеристик плодородия почвы. Только благодаря этому свойству почва может накапливать и длительное время удерживать запасы влаги.
По отношению к свободной влаге различают полную, капиллярную и наименьшую влагоёмкость.
4.2.1. Полная влагоёмкость
Полная влагоёмкость (ПВ) – наибольшее количество влаги, которое может находится в почве при условии заполнения всех её пор. Синонимы: полная водовместимость и наибольшая влагоёмкость. Величина ПВ определяется чаще всего по общей пористости, хотя в действительности она будет несколько меньшей, так как в почве всегда есть определённое количество защемлённого воздуха. При полной влагоёмкости в почве находятся все формы воды: кристаллогидратная, адсорбированная прочно связанная, капиллярная и гравитационная.
Состояние увлажнения почвы до полной влагоёмкости бывает редко. Оно возможно только тогда, когда зеркало грунтовых вод достигает поверхности почвы, и все почвенные поры заняты водой, или после обильного увлажнения при наличии в почве водоупорных слоёв или горизонтов.
Увлажнение почвы до полной влагоёмкости с агрономической точки зрения вредно, так как в почве будет отсутствовать так необходимей для растений и микроорганизмов воздух.
4.2.2. Капиллярная влагоёмкость
Капиллярная влагоёмкость (КВ) – наибольшее количество капиллярно-подпёртой влаги, которое может вмещаться в почве в пределах капиллярной каймы. Эта величина применения, которая изменяется в зависимости от высоты слоя, для которого она определяется. Чем глубже к зеркалу грунтовых вод, тем выше капиллярная влагоёмкость и наоборот.
Удерживается и перемещается эта влага в почве преимущественно под действием капиллярных (менисковых) сил, которые начинают проявляться в порах с диаметром меньше 8 мм, но особую силу приобретают в порах с диаметром от 100 до 3 мкм (Н. А. Качинский, 1970).
Некоторые исследователи влажность самого нижнего десятисантиметрового слоя капиллярной каймы называют Максимальной капиллярной влагоёмкостью. Данные, которые наводятся в литературе по капиллярной влагоёмкости, как правило характеризуют именно максимальную капиллярную влагоёмкость, так как лабораторные методы определения капиллярной влагоёмкости построены так, что определяется именно влажность десятисантиметрового слоя почвы, который имеет непосредственную связь со свободной водной поверхностью. Результаты таких исследований можно использовать для сравнительной характеристики почв различного гранулометрического состава, структуры, плотности и др.
Величина КВ зависит от таких свойств почв как гранулометрический и минералогический состав, содержания гумуса и поглощенных оснований, структурно состояния и плотности сложения.
4.2.3. Наименьшая влагоёмкость
Наименьшая влагоёмкость (НВ) – наибольшее количество подвешенной влаги, которую тот или иной слой почвы может удерживать после обильного её увлажнения и свободного стекания воды. Синонимы: полевая или предельно полевая влагоёмкость.
По наименьшей влагоёмкости судят о способности почвы накапливать влагу и возможное соотношение в ней воды и воздуха, о количестве доступной воды для растений и величине поливной нормы.
Зависит наименьшая влагоёмкость от гранулометрического и минералогического состава почвы, содержания в ней органического вещества и состава поглощенных оснований. Поэтому на разных почвах она неодинакова.
Среди всех зональных почв наилучшую влагоёмкость имеют чернозёмы глубокие. В зонах, расположенных на север и на юг от них влагоёмкость почв постепенно снижается.
Во всех без исключения почвах наименьшая влагоёмкость уменьшается по профилю почвы вниз. Это обусловлено уменьшением в том же направлении гумусированности почвы, ухудшением структуры, увеличении плотности горизонтов и резким уменьшением их пористости.
5. Подвижность воды в почве
Подвижность почвенной влаги способствует, с одной стороны, улучшению водообеспечения растений, а с другой – перемещению воды в зону испарения, что увеличивает её потери. Знание законов движения воды в почве, а тем более управления им является самой главной задачей теоретического и практического земледелия.
5.1. Общие понятия
Поток воды Q, по аналогии с потоком тепла или электрического тока, подчиняется закону
Где 
– градиент потенциала почвенной влаги; 
– коэффициент водопроводности, равный количеству воды, которое переносится за единицу времени через единицу площади при градиенте потенциала, равного единице.
Можно выделить такие движения воды в почве: «гравитационный» – в наиболее крупных порах почвы; «капиллярный» – в тонких порах; «плёнчатый» – по поверхности частичек твёрдой фазы, на которых вода образует двухмерное тело – плёнку, и «парообразный» – в паровом пространстве, свободном от воды.
Природа видов перемещения воды в почве
Перемещение воды в почве в значительной степени зависит от уровня её увлажнения. И его необходимо рассматривать в зависимости от зон увлажнения почвенной толщи.
Зоны увлажнения. Ниже уровня грунтовых вод расположена зона насыщения, выше – зона аэрации. Слой, который непосредственно прилегает к зеркалу грунтовых вод, называется капиллярной зоной или капиллярной каймой. Влажность и давление влаги в каждой точке капиллярной каймы зависит от высоты над зеркалом грунтовых вод.
Выше верхней границы капиллярной каймы расположена промежуточная зона, которая называется мёртвой зоной, характерной для почв непромывного типа водного режима. Влажность этого горизонта не превышает влажности устойчивого увядания, хотя через этот слой совершается перемещение плёнчатой и парообразной влаги. За промежуточной зоной следует зона подвешенной или почвенной влаги с переменным содержанием воды, – от полного насыщения до воздушно сухой почвы. Здесь выделяют такие уровни содержания влаги: полная влагоёмкость, наименьшая влагоёмкость, влажность разрыва капиллярных связей, влажность устойчивого увядания, максимальная адсорбционная влагоёмкость, максимальная гигроскопичность, воздушная гигроскопичность, химически связанная вода.
Движение воды в насыщенной влагой почве, движущей силой которого есть градиент гидравлического потенциала, описан при рассмотрении вопроса впитывания и фильтрации воды почвой. Рассмотрим природу других видов перемещения воды в почве.
5.2. Движение воды в ненасыщенной почве
Перемещение воды в ненасыщенной почве вызывает большой интерес, так как в природе почва бывает чаще всего именно в таком состоянии.
Природу этого явления можно объяснить следующим образом. Вся влага, которая находится в почве, в том числе и наиболее прочно связанная кристаллизационная вода, находится в состоянии теплового хаотического движения. В случае динамического равновесия отдельные молекулы и группы молекул с равной вероятностью во всех направлениях, а поэтому содержание влаги в разных точках остаётся практически постоянным. Если же на почвенную влагу начинают действовать какие-нибудь неуравновешенные силы, вероятность движения в каком-то направлении возрастает, и на хаотически тепловое движение накладывается движение направленное. Силы, которые могут нарушить динамическое равновесие почвенной влаги и вызывать направленный поток, условно подразделяют на внутренние и внешние.
К внутренним относятся все силы взаимодействия между твёрдой фазой почвы, которые придают почве способность притягивать и удерживать воду. Если в каких-то двух точках почвы эти силы разные за величиной, то влага в процессе молекулярного движения неизбежно будет передвигаться с точки, где силы удерживания влаги меньше, в точку, где они больше. Природа этих сил достаточно сложная. К этой группе сил должны быть отнесены сиЛы адсорбции, которые делают возможным образовывать плёнки прочно связанной влаги на поверхности твёрдой фазы; силы Менисковые, которые обеспечивают заполнение водой капиллярные обеспечивают заполнение водой капиллярных пор почвы, силы Осмотические, которые возникают при наличии в почвенной воде растворимых веществ. Адсорбционные и менисковые силы можно объединить под названием Поверхностных сил.
Главная сложность математического описания этого явления заключается в том, что коэффициент К, который характеризует влагопроводность почвы, является функцией последней, так как жидкая влага может перемещаться только через ту часть порового пространства, которая занята влагой. При этом, очевидно, в разных микрообластях этого пространства, хотя они и заполнены влагой, проводимость разная.
Сначала допускали, что проводимость прямо пропорциональна содержанию влаги. Однако дальнейшие исследования показали, что это не так, и что влагопроводность снижается в общем быстрее, чем влажность. Главной причиной этого есть уменьшение площади поперечного сечения пор, занятых водой, поскольку влага двигается только через ту часть порового пространства, которая ею занята. Кроме того, с уменьшением влажности в первую очередь от неё освобождаются больше поры, которые имеют наименьшее сопротивление для воды, которая двигается, вследствие чего водопроводность уменьшается пропорционально уменьшения квадрата диаметра пор. И, наконец, с уменьшением влажности, увеличивается количество скоплений воды, изолированных от общей трёхмерной водной сети (твёрдая, жидкая, газоподобная), которые не принимают участие в фильтрации.
К внешним силам принадлежат Гравитационный и гидравлический напор. Резкое замедление движения влаги вскоре после окончания впитывания и выразительность фронта смачивания обусловлены следующим. В момент окончания впитывания в почве остаётся некоторое количество свободной гравитационной воды. Это количество теоретически равно разнице между полной и наименьшей влагоёмкостью. Это количество свободной гравитационной влаги в связи с тем, что оно небольшое, быстро стекает за пределы фронта смачивания (в том его состоянии, в котором он пребывал в момент окончания впитывания) в более сухой нижний слой почвы. В последнем упомянутое количество влаги сразу переходит в связанное состояние, насыщая почву до влажности, равной НВ или близкой к ней, и стаёт почти неподвижной. После этого может происходить только медленное рассасывание влаги в сухой слой, который лежит ниже. Вследствие этого фронт смачивания сохраняет присущую ему резкость, а движение влаги почти приостанавливается. Последнему способствует возникновение испарения после окончания поглощения, которое быстро снижает (алгебраично) всасывающее давление в поверхностном слое почвы и этим самым вызывает восходящее перемещение влаги, тормозит стекание. В её эти явления выражены тем резче, чем меньше влажность ниже расположенного слоя почвы.
В ненасыщенной влагой почве вода может передвигаться не только вниз, но и в любом направлении. Передвижение происходит в направлении снижения потенциала, а скорость потока пропорциональна градиенту потенциала и зависит от геометрии порового пространства, в котором происходит перемещение воды. Разница двух этих механизмов движения воды в почве состоит в том, что в насыщенной почве движущей силой есть градиент положительного потенциала, в то время как в случае движения в ненасыщенной почве. Это градиент отрицательного потенциала или эквивалентного ему всасывание. Капиллярно-сорбционный потенциал воды, или эквивалентное ему, но с противоположным знаком капиллярно-сорбционное (матричное) всасывание, обусловлено взаимодействием воды с поверхностью почвенных частичек и капиллярными силами. Вода стремится перемещаться с мест, где толщина плёнок, которые покрывают частички почвы, толще и кривизна менисков меньшая, в места, где толщина плёнок меньшая, а крутизна менисков большая.
Кроме того, в ненасыщенных почвах появляется новый дополнительный механизм переноса воды в виде пара. Он становится преобладающим в поверхностных слоях, где почва, иссушена и попадает под сильные температурные градиенты.
Наиболее существенная разница между движением вод в насыщенных и ненасыщенных почвах в гидравлической проводимости. В насыщенных почвах все поры заполнены водой, так что неразрывность и, отсюда проводимость в них максимальная. С уменьшением влажности часть пор освобождается от воды и заполняется воздухом, поэтому доля проводящих пор в площади поперечного сечения почвы сокращается. При удалении воды прежде всего освобождаются большие поры, которые имеют наибольшую проводимость, а вода, которая остаётся, течёт в более мелких порах. С потерей воды возрастает извилистость путей её движения.
К числу внешних сил принадлежат силы земного притяжения, силы механического давления, которые передаются через твёрдую, жидкую и газообразную фазы, а так же силы, вызванные наличием температурных, электромагнитных и других полей. Все эти силы вместе взятые образуют определённую результирующую силу, которая действует на воду в конкретной точке.
Подъём воды по капиллярам.
Наибольшее по количеству и скорости перемещения влаги в почве происходит за счёт капиллярного механизма. Высота капиллярного поднятия воды зависит от исходной влажности, гранулометрического состава, структуры почвы, количества и характера солей в грунтовых водах и почве, а также от температуры. Она тем большая, чем выше дисперсность почвы и ниже температура, так как поверхностное натяжение, которое определяет величину менисковых сил, с повышением температуры падает.
Высота и скорость поднятия воды по капиллярам зависит от их диаметра. В больших капиллярах вода поднимается быстрее, но на меньшую высоту, а в мелких – наоборот. Это объясняется тем, что в мелких капиллярах возрастает трение воды о его стенки.
5.3. Перемещение воды при наименьшей влагоёмкости и более низком увлажнении почвы.
При наименьшей влагоёмкости находится капиллярно-подвешенная вода. На первый взгляд такая вода должна какое-то время находится в неподвижном состоянии, так как водоудерживающие силы (сорбционные, менисковые) приходят в равновесие с гравитационными. Но в действительности это не так, так как в почве возникают градиенты (перепады) физических и других условий под влиянием которых вода движется в том или ином направлении. Перемещение воды в почвах и породах может происходить под влиянием самых разнообразных физических факторов: 1) градиента плотности; 2) градиента влажности; 3) градиента температуры; 4) градиента плотности паров.
Градиент плотности. Вода с рыхлой почвы при всех других равных условиях движется в сторону большей плотности, то есть с области с большими порами в слой с менисками, которые имеют меньший радиус кривизны. В агрономической практике это явление используют путём прикатывания посевов, что бы подтянуть влагу к семенам.
Градиент влажности. Влага движется с влажной почвы в сухую под влиянием тех же сил, что и при градиенте плотности. Это явление часто наблюдается в природных условиях: при рассасывании влаги в почве после дождя, при распределении влаги после поливов. Перемещение влаги с участков с высокой влажностью к сухим имеет решающее значение на высушивание почвы путём испарения, а так же в водообеспечении растений.
Градиент температуры. Важную роль в перемещении почвенной влаги играет разница температур между слоями, которая выражается в град./см. Особенно большие градиенты температур в верхних слоях. В пустынных Районах градиент температуры в слое 0 – 10 см иногда может составлять 5 – 6 град./см. В средней полосе нередко имеют место градиенты в 1 – 2 град./см. В следствии разницы поверхностного натяжения на «горячем» и «холодном» менискам происходит перемещение воды, направленное к холодному концу капилляра. Это перемещение воды в жидком виде называется Термокапилярным. В обычных условиях значительного перемещения влаги за счёт градиента температуры не происходит, так как скопление влаги на одном участке вызывает обратное её течение за счёт градиента влажности. Но если на холодном конце будет отрицательная температура, то пришедшая вода будет замерзать, и тогда перераспределение влаги может быть значительным, что можно наблюдать при весенних утренних заморозках или образование переувлажнённой почвы на границе мёрзлого и талого слоёв зимой.
Градиент напряжения водяных паров. В засушливых условиях нередко перемещения влаги в жидком состоянии приостанавливаются. Причиной этого есть почти полное отсутствие воды в свободном жидком состоянии. Тогда движение воды совершается только в парообразном состоянии под влиянием градиента напряжения водных паров. Движение паров воды совершается через диффузию в сторону снижения температуры (меньше напряжение насыщения паров водой).
Летом днём пара перегоняется вниз, а ночью наоборот, к верху. В целом в летние месяцы пара движется вниз, а во второй половине лета и осенью – преобладает восходящий поток. Зимой так же поток пары преимущественно восходящий.
Доступность почвенной влаги для растений.
Не вся вода, находящаяся в почве, может быть использована растениями. Так как часть её удерживаться растениями с силой, большей, чем поглощающая сила корней. Поэтому в оценке влагообеспеченности растений используют также гидрологические характеристики: вода доступная, вода недоступная, влажность устойчивого увядания, влажность замедленного роста растений.
Вода доступная – часть почвенной влаги, которая может быть использована растениями в процессе их жизнедеятельности; определяется по разнице между количеством всей и недоступной.
Вода недоступная – часть почвенной влаги, которая не может быть использована растениями. Нижней границей доступной растениям почвенной влаги есть влажность почвы в момент полного увядания растений – потеря тургора не только надземной, но и поглощающими клетками корней. Влагу, которая остаётся в этот момент, называют ещё Мёртвым запасом. Её количество практически соответствует количеству прочно связанной воды.
Влажность устойчивого завядания. (или просто влажность завядания, коэффициент завядания) – количество почвенной влаги, при котором начинают проявляться необратимые признаки увядания растений – тургор растений не восстанавливается даже в воздухе, близком к состоянию насыщения водяными парами. Это важная гидрологическая константа почвы. Она разграничивает почвенную влагу, доступную для растений, полезную для их роста и развития, от влаги, трудно доступной для растений и неполезную для их роста и развития, хотя, как это показали ряд исследований, растения могут использовать почвенную влагу, поддерживать жизнеспособность своих тканей и при меньшей степени увлажнения до влажности, близкой к максимальной гигроскопичности почв.