Диссертация (Моделирование порового пространства и гидрофизических свойств почв для обоснования мелиоративных мероприятий и технологий), страница 4

Айдаров, А.А. Алексашенко, Г.И. Баренблат, B.C. Борисов, А.И.Будаговский, В.В. Ведерников, Н.Н. Веригин, Е.П. Галямин, A.M. Глобус,А.И. Голованов, А.В. Лыков, Е.В. Мироненко, С.В. Нерпин, Б.Ф.Никитенков, Ю.Н. Никольский, Я.А. Пачепский, И.С. Пашковский, Р.А.Полуэктов, Л.М. Рекс, Ю.Д. Сиротенко, И.И. Судницин, А.Ф. Чудновский,Н.В. Чураев, B.C. Шержуков, В.М. Шестаков, Д.Ф. Шульгин, Е.С. Чайлдс, Р.Ховеркамп, М. ван Генухтен, Х. Парланге и многих др. Диверсификация18моделейстроениясоответственнопоровогопространствафизико-механическимиразличныххимическимтиповпочвсвойствампочвпроведена в работах А.М.

Зейлигера. Поскольку изучению вопросовфильтрации посвящены работы многих отечественных и зарубежных ученых[30, 61, 69, 72, 86, 89, 206, 217, 223, 240, 243, 275], в теории почвенноговлагопереносаимеютсяразличныеточкизрениянаопределениеводопроводящих свойств почв. Полученные в большинстве исследованийзависимости и расчетные формулы, описывающие процессы инфильтрацииво многих случаях специализированы для определенных почв в конкретныхусловиях и далеко не всегда переносимы от почвы к почве.В последнее время для описания процессов переноса и удержаниявлаги в почве широкое распространение получили педотрансферныефункции (ПТФ).

Они применяются для получения ОГХ и функциивлагопроводности с помощью основных почвенных параметров [208, 246,247].Педотрансферныефункцииявляютсяальтернативойэкспериментальному определению ОГХ и функции влагопроводности.Модель Муалема [262] обобщает большое число результатов исследованийпо установлению аналитической связи между ОГХ и ВХВ (КХВ). ФормулыВан-Генухтена [273] позволяют в модели Муалема осуществлять переход отОГХ к ВХВ. Для случая частичного насыщения почвы влагой ВанГенухтеном для основной гидрофизической характеристики полученоуравнение:θ(h)=θres+(θsat-θres)/(1+|αh|n)m.Муалемомдляфункциивлагопроводности по зависимости получено выражение: K(θ)=KsatSλ[1-(1S1/m)m]2, где S=(θ-θres)/(θsat-θres) относительная влажность почвы; Ksat –коэффициент фильтрации, см/сут; θsat и θres – полная влагоемкость иостаточная влажность, в долях; α - экспериментальная постоянная, см-1; n, mи λ - константы.ИспользованиемоделиМуалемачастоприводитксложнымзависимостям в виде комбинаций специальных функций [262], которыеиспользуются в подавляющем большинстве исследований [232, 233, 234, 238,19259, 266, 268, 272].

В упрощенном варианте зависимость, которая связываеткоэффициентвлагопроводности(влажностнуюхарактеристикувлагопроводности) с основной гидрофизической характеристикой имеет вид[210]:−4 N⎛ 2 N − 1 ⎞ 2 N −5K = Kf ⎜,ψ⎟⎠⎝ 4(1.1.1)где K – коэффициент влагопроводности, Kf – коэффициент фильтрации, N –эмпирический параметр.Формула (1.1.1) использует данные, полученные при построениивычислительного алгоритма с использованием результатов аппроксимацииэкспериментальных данных и подбора коэффициентов. Такие методыпостроения зависимостей приводят к улучшению согласованности сэкспериментальными данными, однако логическая детерминированность ифизическая обоснованность теряются.Для темно-каштановых почв А.С.

Фальковичем получены зависимостикоэффициентов влагопроводности от относительной влажности [210]:⎛ θ − 23,27 ⎞K (θ) = 0,40⎜⎟⎝ 13,99 ⎠−1, 60 , 421⎡ ⎛⎤⎞⎢ ⎜ ⎛ θ − 23,27 ⎞ 0, 42 ⎟ ⎥⎢1 − ⎜1 − ⎜ 13,99 ⎟ ⎟ ⎥⎠ ⎟ ⎥⎢ ⎜⎝ ⎝⎠ ⎦⎣20 , 551⎡ ⎛⎞ ⎤0,55⎛ θ − 28,73 ⎞ ⎢ ⎜ ⎛ θ − 28,73 ⎞ ⎟ ⎥K (θ) = 0,0025⎜⎟ ⎢1 − ⎜1 − ⎜⎟ ⎟ ⎥⎝ 9,63 ⎠ ⎢ ⎜ ⎝ 9,63 ⎠ ⎟ ⎥⎠ ⎦⎣ ⎝для автоморфных,2−2для гидроморфных,где θ – объемная влажность почвы, в долях.В случае низких значений потенциала справедливо, что длягидроморфныхтеррасовыхтемно-каштановыхпочвкоэффициентвлагопроводности меньше, чем у автоморфных. С ростом потенциала припонижении влажности значения коэффициентов влагопроводностигидроморфных почв уменьшаются на 2 порядка, автоморфных на 3 порядка(рисунок 1.1) [210].

Достаточно большие изменения функцийвлагопроводности объясняются преобразованием структуры поровогопространства. Они обусловлены изменением характера распределения пор поразмерам. Гидроморфные почвы имеют более равномерное (однородное)20распределение, чем автоморфные.

При снижении влажности тот объем, чтозанимают крупные и средние поры, обуславливающие капиллярнуюсоставляющую проводимости, освобождается и затем, основной вкладначинает вносить пленочная проводимость. В автоморфных почваханалогичное снижение влажности сохраняет занятой влагой некоторую долюсредних пор. При этом капиллярный компонент продолжает быть значимыми, следовательно, его уменьшение сильно влияет на общую величинувлагопроводности.Коэффициент влагопроводности К, м/сут10,10,010,0010,00010,000010,00000100,20,40,60,81Относительная влажность S, доли ед.Рисунок 1.1 - Функция влагопроводности почв и экспериментальныезначения коэффициентов влагопроводности темно-каштановых почв [210](автоморфные, ♦ гидроморфные)Отличия агрофизических свойств для разных видов водного режиматемно-каштановых почв отражаются в характере кривых водоудерживания,для которых справедливы уравнения [210]:θ(P ) = 28,73 +9,63(1 + 0,02P )и θ(P ) = 23,27 +2 , 2 0 , 55для гидроморфной,13,99(1 + 0,03P )1, 73 0 , 42для автоморфной,21где P – эквивалентный напор, см водного столба.

Диапазон доступной влагиу гидроморфной почвы 9,6%, у автоморфной – 14% от объема почвы.Данный момент указывает на более слабую (относительно автоморфной)водоотдачу гидроморфной почвы, о сокращении в ней числа проводящих пори увеличении числа влагосохраняющих.Экспериментально определить функцию влагопроводности синхроннос потенциалом почвенной влаги позволяет метод центрифугирования [197].Данные о кинетике центрифугирования, т.е.

временной зависимостиизменениявлажности(припостояннойзаданнойчастотевращенияцентрифуги) можно с высокой степенью достоверности аппроксимироватьэкспоненциальной функцией. Использование феноменологического подходак определению переноса влаги в условиях центрифугирования позволилополучить формулу [197]:K =k(W0 - W p )e − kt h 2ρb100ρæ ( Pö - P0 ),(1.1.2)где Рц, Pw - давление центрифугирования и давление влаги в образце вданный момент времени; K - минимальная ненасыщенная проводимость,соответствующая Pц(Wр); h, - высота образца.При t=0, получаем:K =k(W0 - W p )h 2ρb100ρ æ ( Pö - P0 ),(1.1.3)где W0, P0 - начальное содержание влаги и ее давление в образце, ρж плотность воды, ρb - плотность почвы.1.1.2.АнализметодовполученияосновнойгидрофизическойхарактеристикиПолевые и лабораторные методы определения ОГХ в своем большинстве22длительны и трудоемки [144].

Поэтому возможность получить ее по известным иобщепринятым почвенным характеристикам ускоряет проведение прогнозныхэколого-мелиоративных исследований. Использование физико-математическихмоделей для расчета водоудерживающих характеристик различных пористыхсред является актуальной проблемой, изучаемой многими отечественными изарубежными исследователями [160, 189, 252, 269, 270, 274].Однимизинструментальныхэкспресс-методовоценкиводоудерживающей способности почв является центрифугирование использование центробежного поля для удаления влаги.

Этот методотличается простотой в использовании и точностью.В методе центрифугирования влага выталкивается из образца почвыпод действием центробежной силы (рисунок 1.2) [197]:R2R21P = ∫ Pdh = ∫ ρ æ ω2 Rdh = ρ æ ω2 ( R22 − R12 ) .2R1R1(1.1.4)где ω - угловая скорость вращения, R1,2 - расстояния от оси вращения доначалаобразцаидосвободнойповерхностиудаляемойжидкостисоответственно.Рисунок 1.2 – Устройство и расположение центрифужного стакана [197](1 – трубка с материалом подкладкой; 2 – образец почвы; 3 – резиновыеупоры; 4 – крышки; 5 – свободная жидкость)Уравнение получается следующим образом [42, 58]: давление,23оказываемое на влагу в центрифугируемом образце, есть отношение силы(F), действующей на жидкость, к площади ее поперечного сечения (S): Р =F/S. Учитывая, что сила есть масса воды в образце (mж), умноженная нацентробежное ускорение (а), а площадь воды в цилиндрическом образцеравна ее объему (Vж), деленному на высоту (h), имеем Р = mж ah/ Vж.Рисунок 1.3 – ОГХ почв и грунтов [220]: 1-кварцевый среднезернистыйпесок, 2 - супесчаная дерново-подзолистая окультуренная почва, 3 вертисоль из Туниса (суглинок), 4 - вертисоль Туниса (глина), 5 - каолинит, 6- монтмориллонитНа рисунке 1.3 приведены данные по определению ОГХ почвразличного генезиса и дисперсности методом центрифугирования.

Каждаяточка на графике являет собою среднее значение из четырех - восьмиповторностей.Высокая точность и воспроизводимость результатов позволяютрекомендовать метод для сравнительной оценки физического состоянияпочв, а также и его изменений под действием организмов и продуктов ихжизнедеятельности. Наиболее эффективно базовые почвенные свойства, какфакторы, учитываются в педотрансферных функциях. ПТФ представляютсобой эмпирические зависимости, позволяющие восстанавливать основныегидрофизические функции почв по традиционным, известным из материалов24почвенных служб или стандартно определяемым базовым свойствам почв,т.е.

переводящих доступные свойства почвы в недостающие. Для определенияпедотрансферных функций имеются различные подходы [220]: 1) проведениерасчетов на основании рассмотрения капилляриметрических моделей почвы;2) получение регрессионных уравнений, связывающих критические равновесныеточки«давление-влажность»сосновнымифизическимисвойствами;3) получение регрессионных уравнений, определяющих связь физическихсвойств почв с параметры аппроксимации. Поэтому педотрансферные функции,разделяют на следующие основные типы: физически обоснованные, точечнорегрессионные и функционально- параметрические регрессионные.Естественно, что лучшие, в плане соответствия между экспериментом ипрогнозом, результаты получения ОГХ достигаются при использовании базданных физических свойств почв, с заранее проведенной группировкой почв, потипу, классу и гранулометрическому составу.