Водный режим почв

1.1. Определение и сущность водного баланса

Приступая к изучению водного режима, необходимо прежде всего разграничить два фундаментальных понятия:

• Водный баланс — это количественное выражение прихода и расхода воды в почве за определённый промежуток времени (White, 2006; Муха и др., 2003). Это ответ на вопрос «Сколько воды поступило и сколько ушло?».
• Водный режим — это совокупность процессов поступления, передвижения, сохранения и расхода воды в почве (Муха и др., 2003). Это ответ на вопрос «Как вода ведёт себя в почве?» — с какой скоростью передвигается, где задерживается, какие силы действуют на неё.

Водный баланс описывается уравнением, которое базируется на законе сохранения массы. В наиболее общей форме для почвенного профиля оно выглядит следующим образом (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017):

где:

• W₀ — начальный запас воды в почве;
• P — атмосферные осадки;
• I — оросительная вода (ирригация);
• G — поступление воды из грунтовых вод (капиллярный подъём);
• C — конденсация водяных паров в почве;
• R_in — поверхностный и боковой внутрипочвенный приток;
• ET — суммарное испарение (физическое испарение с поверхности почвы + транспирация растений);
• R_out — поверхностный сток;
• D — глубинное просачивание (инфильтрация за пределы корнеобитаемого слоя);
• W₁ — конечный запас воды в почве.

В упрощённом виде для нужд растениеводства и без учёта грунтового подпитывания уравнение водного баланса часто записывают как (Weil & Brady, 2017):

где ΔW — изменение запаса воды в почве за рассматриваемый период.

1.2. Компоненты приходной части баланса

Атмосферные осадки (P) — главный источник поступления воды в почву в большинстве природных зон. Однако далеко не вся вода, выпавшая с дождём или снегом, достигает почвенной поверхности. Существенная её часть перехватывается растительным покровом (капеж, стекание по стволам) и возвращается в атмосферу путём испарения. В лесных экосистемах перехват может составлять от 10 до 40% и более от общего количества осадков (Weil & Brady, 2017).

Орошение (I) — искусственное пополнение водных запасов, играющее критическую роль в засушливых регионах. При расчётах водного баланса важно учитывать не только количество поданной воды, но и её распределение, а также потери на испарение во время полива.

Капиллярный подъём от грунтовых вод (G) — процесс, при котором вода поднимается по капиллярным порам от уровня грунтовых вод к корнеобитаемому слою. Этот источник особенно значим в почвах с близким залеганием грунтовых вод. Высота капиллярного подъёма зависит от гранулометрического состава: в песках она не превышает 0,5–0,8 м, в суглинках достигает 3–6 м (Муха и др., 2003).

Конденсация водяных паров (C) — процесс перехода водяного пара из почвенного воздуха в жидкую фазу. Особенно важен в условиях резких суточных колебаний температуры, характерных для пустынных и полупустынных ландшафтов (White, 2006).

1.3. Компоненты расходной части баланса

Эвапотранспирация (ET) — суммарные потери воды, складывающиеся из двух процессов:

• Физическое испарение (E) — переход воды из жидкого состояния в парообразное с поверхности почвы;
• Транспирация (T) — испарение воды растениями через устьичный аппарат листьев.

Для большинства сельскохозяйственных культур транспирация составляет основную долю расхода воды. Важно понимать, что интенсивность транспирации регулируется не только наличием влаги в почве, но и физиологическими механизмами растений (закрытие устьиц при водном стрессе) (Weil & Brady, 2017).

Поверхностный сток (R_out) — вода, не успевшая впитаться в почву и стекшая по поверхности. Различают два механизма образования стока (White, 2006):

• Инфильтрационный — возникает, когда интенсивность осадков превышает скорость впитывания почвы;
• Насыщенный — возникает, когда почва полностью насыщена водой и не способна принять новые порции влаги.

Глубинное просачивание (D) — вода, которая вышла за пределы корнеобитаемого слоя, ушла в глубокие горизонты и пополнила запасы грунтовых вод. В некоторых контекстах этот процесс называют перколяцией или дренажными потерями (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

1.4. Запасы воды в почве и их количественная оценка

Для агрономической практики наиболее важны два показателя, характеризующие количество воды в почве:

Общий запас воды (ОЗВ) — суммарное количество воды во всём почвенном профиле. Рассчитывается суммированием запасов воды по генетическим горизонтам (Муха и др., 2003):

где:

• W_i — влажность горизонта (в % от массы сухой почвы);
• ρ_bi — плотность (объёмная масса) горизонта;
• h_i — мощность горизонта.

Продуктивный (полезный) запас влаги (ПЗВ) — количество воды, доступное растениям. Определяется как разность между общим запасом воды и запасом недоступной (мёртвой) влаги — воды, удерживаемой почвой с силой, превышающей сосущую силу корней (влажность устойчивого завядания) (Муха и др., 2003):

где ЗНВ — запас недоступной влаги (при влажности завядания).

В агрономической практике запасы продуктивной влаги оценивают по следующей шкале (для слоя 0–100 см) (Муха и др., 2003):

1.5. Факторы, влияющие на водный баланс

Водный баланс почвы определяется взаимодействием трёх групп факторов:

1. Климатические условия — количество и распределение осадков, температура воздуха, скорость ветра, относительная влажность. Эти параметры определяют величину потенциального испарения (испаряемости) (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

2. Свойства почвы — гранулометрический и минералогический состав, плотность сложения, структурность, содержание органического вещества. От них зависят водоудерживающая способность, водопроницаемость и влагопроводность почвы.

3. Растительный покров и антропогенное воздействие — тип растительности, глубина корневой системы, орошение, дренаж, агротехнические приёмы.

2.1. Определение и отличие от водного баланса

Если водный баланс — это количественная характеристика, описывающая соотношение прихода и расхода воды в почве за определённый промежуток времени (сколько воды поступило и сколько ушло), то водный режим — это качественно-динамическая характеристика, отражающая всю совокупность процессов поступления, передвижения, сохранения и расхода воды в почве, протекающих во времени (Муха и др., 2003).

Таким образом, водный режим отвечает на вопрос «как вода ведёт себя в почве?» — с какой скоростью передвигается, в каких формах удерживается, в каком направлении движется, как меняется её состояние в течение суток, сезона, года.

Водный режим включает четыре основных процесса (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017):

1. Поступление — как вода попадает в почву (инфильтрация осадков и поливной воды, капиллярный подъём от грунтовых вод, конденсация водяных паров);

2. Передвижение — как вода перемещается внутри почвенного профиля (нисходящие и восходящие токи, латеральное движение);

3. Сохранение — как и в каких формах вода удерживается в почве (сорбционные, капиллярные и гравитационные силы);

4. Потери — как вода покидает почву (физическое испарение, транспирация растениями, поверхностный сток, глубинное просачивание).

Водный режим является интегральным результатом взаимодействия климатических условий, свойств почвы (гранулометрический состав, плотность, структурность, содержание органического вещества), рельефа местности и растительного покрова (White, 2006). Поэтому водный режим конкретной почвы изменчив во времени: он зависит от сезона года, погодных условий, фазы развития растений и характера антропогенного воздействия.

2.2. Формы воды в почве: основа понимания водного режима

Для грамотного управления водным режимом необходимо знать, в каких формах вода может находиться в почве и как эти формы различаются по подвижности и доступности для растений. Вода в почве удерживается силами разной природы — сорбционными (притяжение к поверхности твёрдых частиц), капиллярными (менисковые силы), гравитационными (сила тяжести) (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

2.3. Почвенно-гидрологические константы и их значение

Почвенно-гидрологические константы — это значения влажности почвы, соответствующие определённому энергетическому состоянию воды. Они служат границами между различными формами влаги и позволяют оценивать доступность воды для растений (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

рF — десятичный логарифм отрицательного давления почвенной влаги, выраженного в сантиметрах водяного столба (Муха и др., 2003). Шкала рF позволяет сравнивать энергетическое состояние воды в разных почвах независимо от их гранулометрического состава. Чем выше рF, тем прочнее вода связана с почвой.

Практическое значение этих констант: вода, находящаяся между наименьшей влагоёмкостью (НВ) и влажностью устойчивого завядания (ВЗ), составляет продуктивную влагу — основной резерв водоснабжения растений. Содержание воды выше НВ — гравитационная (избыточная) влага; ниже ВЗ — недоступная (мёртвая) влага.

Важно подчеркнуть, что влажность завядания зависит не только от свойств почвы, но и от вида растений. Разные культуры обладают разной сосущей силой корней, поэтому нижняя граница доступной влаги для них неодинакова (Муха и др., 2003):

2.4. Доступность влаги растениям в зависимости от формы воды

Связь между формами воды, их доступностью растениям и способами передвижения в почве можно представить в виде следующей таблицы (Муха и др., 2003):

Оптимальный диапазон влажности для большинства сельскохозяйственных культур находится в интервале от влажности разрыва капиллярной связи до наименьшей влагоёмкости (Муха и др., 2003). Однако экологический оптимум влажности различается у разных культур: например, для риса и влаголюбивых трав он смещён в сторону более высоких значений, для засухоустойчивых растений — в сторону более низких.

2.5. Регулирование водного режима

Управление водным режимом включает комплекс мероприятий, направленных на создание оптимальных условий влагообеспечения растений при минимальных непроизводительных потерях воды. В зависимости от климатической зоны задачи регулирования различны (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

В зонах недостаточного и неустойчивого увлажнения (степи, сухие степи, полупустыни) основные приёмы направлены на:

• Накопление влаги: снегозадержание, задержание талых вод (бороздование, щелевание, поперечная обработка склонов);
• Сохранение влаги: поверхностное рыхление (боронование) для разрыва капилляров, мульчирование, создание полезащитных лесных полос;
• Дополнительное увлажнение: орошение (ирригация) с учётом водно-физических свойств почвы и биологических особенностей культур.

В зонах избыточного увлажнения (лесная, лесостепная зоны с близким залеганием грунтовых вод) основные приёмы направлены на:

• Удаление избыточной влаги: открытый или закрытый дренаж, гребневание, нивелировка микро- и мезопонижений;
• Создание регулируемого водного режима: использование дренажных систем с возможностью подачи воды по дренам в засушливые периоды (двойное регулирование).

На орошаемых землях регулирование водного режима требует обязательного сочетания орошения с дренажем — иначе неизбежно вторичное засоление и заболачивание. Современные системы капельного орошения позволяют поддерживать влажность в оптимальном диапазоне, экономно расходуя воду и не создавая риска переувлажнения (Weil & Brady, 2017).

Таким образом, знание закономерностей водного режима и его количественных характеристик — необходимое условие для разработки научно обоснованных систем земледелия, мелиорации и охраны почвенных ресурсов.

3.1. Определение и сущность процесса

Инфильтрация — это процесс поступления воды в почву через её поверхность (Weil & Brady, 2017; White, 2006). Инфильтрация начинается в момент соприкосновения воды — дождевой, талой, поливной — с почвенной поверхностью и продолжается до тех пор, пока существует приток воды к поверхности и почва способна её принимать.

Инфильтрация является ключевым процессом, определяющим, какая часть атмосферных осадков или поливной воды пополнит почвенные влагозапасы, а какая — уйдёт на поверхностный сток. Поэтому инфильтрация — это первое звено в цепочке водоснабжения растений и первый барьер на пути возможной водной эрозии (Weil & Brady, 2017; Shukla, 2023).

В контексте нашего ключевого вопроса — как вода приходит, движется, задерживается и покидает почву — инфильтрация представляет собой процесс прихода воды в почву.

3.2. Механизм инфильтрации. Движущие силы

Вода проникает в почву под действием двух основных сил:

1. Гравитационная сила — сила тяжести, стремящаяся переместить воду вниз по вертикали. Гравитационная составляющая становится доминирующей по мере того, как фронт увлажнения продвигается вглубь и градиент матричного потенциала уменьшается (White, 2006).

2. Капиллярная (матричная) сила — возникает из-за разности водных потенциалов между сухой и влажной почвой. Матричный потенциал сухой почвы значительно ниже (более отрицателен), чем у влажной, что создаёт мощный градиент, "втягивающий" воду в поровое пространство (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

Именно матричная составляющая объясняет высокую начальную скорость инфильтрации в сухую почву: вода буквально "всасывается" в пустые поры под действием капиллярных сил. По мере насыщения верхних горизонтов матричный градиент уменьшается, и ведущую роль начинает играть гравитация.

Важно понимать, что инфильтрация — это нестационарный процесс. Скорость инфильтрации не остаётся постоянной, а непрерывно изменяется во времени, снижаясь по мере увлажнения почвы (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

3.3. Скорость инфильтрации и факторы, её определяющие

Скорость инфильтрации (инфильтрационная способность) — это объём воды, проходящий через единицу поверхности почвы за единицу времени. Обычно выражается в мм/ч или см/сут (Weil & Brady, 2017).

Характерная особенность инфильтрации — её экспоненциальное убывание со временем. В начальный момент, когда почва сухая, скорость максимальна. Затем, по мере заполнения пор водой и уменьшения матричного градиента, скорость резко падает, стремясь к некоторой постоянной величине — установившейся скорости инфильтрации. Эта установившаяся скорость близка к коэффициенту гидравлической проводимости почвы в насыщенном состоянии (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Факторы, определяющие скорость инфильтрации:

1. Гранулометрический состав. Крупные частицы создают более крупные поры, через которые вода проходит с меньшим сопротивлением. Поэтому песчаные почвы имеют высокую начальную и установившуюся инфильтрацию. Глинистые почвы, напротив, характеризуются низкой водопроницаемостью, особенно при набухании глинистых минералов. Однако в сухом состоянии глинистые почвы с развитой сетью трещин могут иметь очень высокую начальную инфильтрацию (Weil & Brady, 2017; Weil & Brady, 2017).

2. Структурное состояние. Агрегированные, хорошо оструктуренные почвы имеют более высокую водопроницаемость благодаря системе макропор — меж- и внутриагрегатных пустот, корневых и червеёных ходов. Разрушение структуры (например, при распашке, переуплотнении) резко снижает инфильтрацию (Weil & Brady, 2017).

3. Начальная влажность. Чем суше почва, тем больше матричный градиент и тем выше начальная скорость инфильтрации. Влажная почва впитывает воду медленнее (Marshall et al., 1996).

4. Почвенная корка. Образование уплотнённого поверхностного слоя под действием дождевых капель, разрушающих агрегаты и забивающих поры мелкодисперсным материалом, может резко снизить скорость инфильтрации. Корка способствует переходу воды в поверхностный сток даже при умеренной интенсивности осадков (Weil & Brady, 2017).

5. Растительный покров и растительные остатки. Корни растений создают дополнительные макропоры, улучшают структуру, защищают поверхность от разрушающего действия дождевых капель. Лесная подстилка и мульча замедляют поверхностный сток, увеличивая время контакта воды с почвой и, следовательно, инфильтрацию (Weil & Brady, 2017; Weil & Brady, 2017).

6. Наличие водоупорных слоёв в профиле. Если на небольшой глубине залегает плотный горизонт (фрагипан, иллювиальный горизонт, плужная подошва), инфильтрация может замедляться или полностью прекращаться после насыщения вышележащего слоя (Weil & Brady, 2017).

3.4. Закон Дарси как основа описания инфильтрации

Для количественного описания движения воды в насыщенных и ненасыщенных почвах используется закон Дарси (Darcy's law), сформулированный французским инженером Анри Дарси в 1856 году (Weil & Brady, 2017; White, 2006; Radcliffe & Šimůnek, 2012):

где:

• J_w — поток воды (объём воды, проходящий через единицу площади за единицу времени), м³/(м²·с) или м/с;
• K — гидравлическая проводимость почвы, характеризующая способность почвы пропускать воду, м/с;
• dH/dz — градиент гидравлического напора (изменение напора на единицу длины в направлении движения).

Знак «минус» указывает, что вода движется в направлении убывания напора — от большего потенциала к меньшему (White, 2006).

В условиях ненасыщенной почвы (а инфильтрация в сухую почву — это именно ненасыщенный поток) гидравлическая проводимость K не является константой, а зависит от влажности (или матричного потенциала). По мере увлажнения почвы K возрастает, стремясь к насыщенной гидравлической проводимости K_sat (Radcliffe & Šimůnek, 2012; Weil & Brady, 2017).

Для ненасыщенного потока закон Дарси записывается в виде (Radcliffe & Šimůnek, 2012; White, 2006):

где K(θ) — гидравлическая проводимость как функция влажности θ.

Гидравлический напор H в законе Дарси складывается из двух компонентов (White, 2006; Weil & Brady, 2017):

где:

• h — матричный (капиллярный) напор, связанный с силами притяжения воды к твёрдой фазе (отрицателен в ненасыщенной почве);
• z — гравитационный напор, определяемый высотой положения точки над уровнем отсчёта.

Таким образом, градиент напора можно представить как:

Подставляя в закон Дарси, получаем для ненасыщенного вертикального потока:

В начальный период инфильтрации, когда градиент матричного напора dh/dz велик, он вносит основной вклад в движущую силу. По мере увлажнения профиля dh/dz уменьшается, и гравитационная составляющая начинает доминировать (White, 2006; Marshall et al., 1996).

3.5. Модель Грина-Ампта

Одним из классических подходов к описанию инфильтрации является модель, предложенная Грином и Амптом (Green & Ampt, 1911), которая основана на представлении о резком, поршневом фронте увлажнения (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

Основные допущения модели Грина-Ампта:

1. Фронт увлажнения — это чёткая граница между влажной и сухой почвой;

2. В зоне за фронтом влажность постоянна и близка к насыщению;

3. Матричный потенциал на фронте увлажнения постоянен.

Уравнение Грина-Ампта для скорости инфильтрации (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996):

где:

• i(t) — скорость инфильтрации в момент времени t;
• K₀ — гидравлическая проводимость почвы за фронтом увлажнения (близка к K_{sat});
• h₀ — глубина слоя воды на поверхности (при поливе или затоплении);
• ψ_f — матричный потенциал на фронте увлажнения (отрицательная величина);
• Δθ — прирост влажности от начальной до максимальной;
• I(t) — суммарное количество впитавшейся воды к моменту времени t (кумулятивная инфильтрация).

Уравнение показывает, что при I(t) малом (начальный момент) скорость инфильтрации велика за счёт большого члена (h₀ - ψ_f)·Δθ / I(t). По мере роста I(t) этот член уменьшается, и скорость стремится к K₀ (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

Для кумулятивной инфильтрации I(t) уравнение Грина-Ампта имеет вид (Radcliffe & Šimůnek, 2012):

Модель Грина-Ампта даёт хорошие результаты для груботекстурных почв и для условий затопления (прудовая инфильтрация). Для мелкодисперсных почв, где фронт увлажнения размыт, требуется корректировка параметров (Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

3.6. Преференциальный (предпочтительный) поток

В реальных полевых условиях инфильтрация редко бывает однородной. Преференциальный поток — это движение воды по отдельным макропорам (трещинам, корневым и червеёным ходам, меж- и внутриагрегатным пустотам) со скоростью, значительно превышающей скорость движения через матрицу почвы (Weil & Brady, 2017; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

Преференциальный поток имеет важные последствия:

• Вода и растворённые вещества могут быстро достигать глубоких горизонтов и грунтовых вод, минуя основную массу почвенного профиля;
• Это ускоряет вынос загрязнителей (нитратов, пестицидов, патогенов) в грунтовые воды (Weil & Brady, 2017);
• При интенсивных осадках преференциальный поток может способствовать быстрому насыщению глубоких слоёв и формированию верховодки (Radcliffe & Šimůnek, 2012).

Изучение преференциального потока — важное направление современной почвенной гидрологии, особенно в контексте охраны водных ресурсов от загрязнения (Weil & Brady, 2017).

3.7. Водопроницаемость

С инфильтрацией тесно связано понятие водопроницаемости — свойства почвы пропускать через себя воду. Водопроницаемость количественно характеризуется коэффициентом фильтрации — объёмом воды (в мм), проходящим через единицу поверхности почвы за единицу времени при гидравлическом градиенте, равном 1 (Муха и др., 2003).

Водопроницаемость зависит от тех же факторов, что и инфильтрация: гранулометрического состава, структурного состояния, плотности, наличия макропор. Водопроницаемость может изменяться в очень широких пределах — от долей миллиметра до нескольких метров в сутки.

Градации водопроницаемости по В. А. Ковде (Муха и др., 2003):

Почвы с излишне высокой водопроницаемостью не способны создать достаточный запас влаги в корнеобитаемом слое, вода быстро уходит вглубь. Почвы с неудовлетворительной и провальной водопроницаемостью переувлажняются, способствуют стоку воды по поверхности и развитию эрозии (Муха и др., 2003).

3.8. Практическое значение инфильтрации

Инфильтрация — ключевой процесс, определяющий эффективность использования осадков и поливной воды в сельском хозяйстве. От скорости и глубины инфильтрации зависят:

• Пополнение почвенных влагозапасов — чем выше инфильтрационная способность, тем большая часть осадков и поливной воды попадает в почву, а не теряется на сток (Weil & Brady, 2017);
• Оросительные нормы и режимы полива — для почв с низкой инфильтрацией требуются частые поливы малыми нормами, чтобы избежать стока и переувлажнения (Weil & Brady, 2017);
• Риск водной эрозии — поверхностный сток, возникающий при превышении интенсивности осадков над инфильтрационной способностью, является главной причиной смыва почвы (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003);
• Возможность применения разных способов полива — дождевание и капельный полив предпочтительны на почвах с низкой инфильтрационной способностью, так как они не создают слоя воды на поверхности и не провоцируют сток (Weil & Brady, 2017).

Таким образом, управление инфильтрацией — важнейшая задача агрономии. Приёмы, повышающие инфильтрацию: сохранение и улучшение структуры почвы (внесение органических удобрений, минимальная обработка, использование сидератов), мульчирование, создание полезащитных лесных полос, щелевание и другие мероприятия по задержанию воды на поверхности (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003).

4.1. Определение и сущность процесса

После прекращения поступления воды на поверхность почвы — дождь закончился, полив завершён, снег растаял — инфильтрация прекращается, однако вода в почве не остаётся неподвижной. Начинается процесс перераспределения — движения влаги внутри почвенного профиля из более увлажнённых зон в менее увлажнённые под действием градиентов потенциала (Marshall et al., 1996; White, 2006).

Перераспределение — это ответ на вопрос: как вода движется внутри почвы после того, как она уже проникла через поверхность? В отличие от инфильтрации, где вода поступает извне, перераспределение — это внутреннее движение влаги в почвенной толще.

Перераспределение включает два основных направления движения (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

1. Нисходящее перераспределение — продолжение движения воды вглубь под действием гравитации и остаточного матричного градиента;

2. Восходящее перераспределение — движение воды вверх под действием капиллярных сил, возникающих при испарении с поверхности или при подтягивании влаги корнями растений.

Перераспределение — это нестационарный, затухающий во времени процесс. По мере выравнивания влажности в профиле движущие силы уменьшаются, и движение влаги замедляется, стремясь к равновесному состоянию (Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

4.2. Динамика водного профиля после увлажнения

Сразу после обильного увлажнения в почвенном профиле формируется характерное распределение влажности (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

1. Зона насыщения (или близкого к насыщению) — верхняя часть профиля, где поры максимально заполнены водой. Здесь матричный потенциал близок к нулю, вода находится в основном в гравитационной и капиллярной формах.

2. Транзитная (передающая) зона — область с влажностью, близкой к полевой влагоёмкости (наименьшей влагоёмкости). В этой зоне влажность относительно постоянна, вода движется вниз преимущественно под действием силы тяжести при малом матричном градиенте. Эта зона, по сути, является «проводником» воды к фронту увлажнения (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017).

3. Зона увлажнения (фронт) — переходная область, где влажность резко падает от значений, близких к насыщению, до исходных (фоновых) значений сухой почвы. Это фронт увлажнения — чёткая или размытая граница между влажной и сухой почвой. За фронтом увлажнения матричный градиент максимален, что обеспечивает продвижение фронта вглубь (Marshall et al., 1996).

4. Исходная (сухая) зона — почва, влажность которой ещё не изменилась в результате данного увлажнения. Матричный потенциал здесь минимален (наиболее отрицателен).

По мере перераспределения фронт увлажнения продвигается вглубь, а его форма становится всё более размытой из-за уменьшения градиента и влияния неоднородности порового пространства.

Важная особенность перераспределения: в отличие от инфильтрации, где скорость движения воды определяется в основном интенсивностью поступления, при перераспределении скорость определяется внутренними свойствами почвы — её гидравлической проводимостью и ёмкостью влагозапаса (Marshall et al., 1996; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

4.3. Скорость и характер продвижения фронта увлажнения

Для количественного описания перераспределения используется уравнение Ричардса (Richards equation), которое объединяет закон Дарси и уравнение неразрывности (Marshall et al., 1996; White, 2006; Radcliffe & Šimůnek, 2012):

где:

• θ — объёмная влажность почвы;
• t — время;
• z — вертикальная координата (положительна вверх);
• K(θ) — гидравлическая проводимость как функция влажности;
• h — матричный напор (отрицателен в ненасыщенной почве).

Уравнение Ричардса описывает изменение влажности во времени в каждой точке профиля и является основой для численного моделирования перераспределения (Radcliffe & Šimůnek, 2012).

В упрощённом виде, если пренебречь гравитационной составляющей (для горизонтального движения), решение уравнения Ричардса приводит к известной зависимости (Marshall et al., 1996):

или в явном виде для положения фронта увлажнения (при постоянной диффузивности):

где x(t) — глубина продвижения фронта за время t, Δh — перепад матричного напора между влажной и сухой зоной, Δθ — прирост влажности.

Это соотношение означает, что за равные последовательные промежутки времени фронт увлажнения продвигается на уменьшающиеся расстояния: сначала быстро, затем всё медленнее. Например, за первые 10 минут фронт может пройти 5 см, за следующие 10 минут — ещё 3 см, за следующие — 2 см и т.д. (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017). Это объясняется тем, что градиент матричного потенциала уменьшается по мере увеличения длины пути от поверхности до фронта.

4.4. Капиллярный подъём как частный случай восходящего перераспределения

Особую роль в перераспределении играет капиллярный подъём — движение воды вверх по капиллярным порам от уровня грунтовых вод или от влажного слоя к более сухому вышележащему горизонту (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

Капиллярный подъём возникает за счёт менисковых сил — стремления воды подниматься в тонких капиллярах до тех пор, пока вес поднятого столба воды не уравновесит капиллярное давление (Weil & Brady, 2017; White, 2006). Высота подъёма определяется радиусом капиллярных пор (уравнение Жюрена):

где:

• h — высота капиллярного подъёма, м;
• σ — поверхностное натяжение воды, Н/м;
• α — краевой угол смачивания (для большинства минеральных почв близок к 0);
• ρ — плотность воды, кг/м³;
• g — ускорение свободного падения, м/с²;
• r — радиус капилляра, м.

Высота и скорость капиллярного подъёма в зависимости от гранулометрического состава (Муха и др., 2003):

Важное правило: чем тоньше капилляры, тем выше, но медленнее поднимается вода. В песчаных почвах вода поднимается быстро, но на небольшую высоту; в глинистых — медленно, но на значительную высоту (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

Капиллярный подъём имеет важное агрономическое значение:

• При близком залегании грунтовых вод (менее 2–3 м) капиллярный подъём может обеспечивать дополнительное увлажнение корнеобитаемого слоя в засушливые периоды;
• Однако если грунтовые воды минерализованы, капиллярный подъём вызывает вторичное засоление почв — соли накапливаются в верхних горизонтах при испарении (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017);
• Разрыв капилляров (боронованием, рыхлением) — один из эффективных агротехнических приёмов для сохранения влаги в почве: нарушая сплошную капиллярную связь, мы препятствуем подтягиванию воды к поверхности и её испарению.

Капиллярно-подвешенная и капиллярно-подпертая вода — это два состояния капиллярной влаги. Первая образуется при увлажнении с поверхности и удерживается над сухим слоем; вторая — поднимается от уровня грунтовых вод. Между ними может находиться сухой слой, если высота капиллярного подъёма недостаточна для их смыкания. Если они смыкаются, создаётся непрерывная капиллярная связь, и вода начинает активно подниматься к поверхности, что может привести к засолению (Муха и др., 2003).

4.5. Перераспределение в слоистых профилях (капиллярный барьер)

В природных и агрогенных условиях почвенный профиль часто слоистый: горизонты различаются по гранулометрическому составу и плотности. Поведение воды на границе слоёв подчиняется важным закономерностям (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Ситуация 1: влажный мелкозернистый слой над сухим мелкозернистым слоем — вода будет двигаться вниз относительно свободно, так как капиллярные свойства слоёв близки.

Ситуация 2: влажный мелкозернистый слой (суглинок, глина) над сухим грубозернистым слоем (песок, гравий) — возникает капиллярный барьер (Weil & Brady, 2017). Дело в том, что матричный потенциал в мелких порах более отрицателен (вода удерживается сильнее), чем в крупных. Поэтому вода не может перейти из мелких пор в крупные, пока не будет достигнуто достаточно высокое положительное давление (насыщение вышележащего слоя). В результате вода накапливается над грубозернистым слоем, создавая верховодку — временное или постоянное насыщение (Weil & Brady, 2017).

Практические следствия капиллярного барьера:

• Слой гравия или песка в почвенном профиле может служить не дренажем, а препятствием для движения воды вниз. Этот принцип используется в конструкции газонных покрытий (песчаный слой над гравием) для поддержания влажности в корнеобитаемом слое (Weil & Brady, 2017).
• В природных условиях слоистые отложения (например, лёсс над галечником) могут создавать условия для формирования верховодки и оглеения верхней части профиля.
• При проектировании дренажных систем необходимо учитывать, что засыпка дрен гравием может, наоборот, замедлять поступление воды из мелкозернистой почвы в дрену, если не создано положительное давление.

Ситуация 3: влажный грубозернистый слой над сухим мелкозернистым — вода движется вниз сравнительно легко, так как крупные поры не создают капиллярного сопротивления, а мелкозернистый слой активно втягивает воду за счёт высокого матричного потенциала.

Таким образом, при анализе перераспределения в слоистых почвах необходимо учитывать не только гидравлическую проводимость слоёв, но и соотношение их капиллярных свойств.

4.6. Перераспределение при испарении (восходящие токи)

Если с поверхности почвы происходит испарение, то верхний слой теряет влагу, его матричный потенциал становится более отрицательным, и возникает градиент, направленный вверх. Это вызывает восходящее перераспределение — подтягивание влаги из более глубоких, влажных горизонтов к поверхности (Marshall et al., 1996; Shukla, 2023).

При испарении в профиле формируются две зоны (Shukla, 2023; Weil & Brady, 2017):

1. Зона иссушения (сухой слой) — верхняя часть профиля, где влажность снизилась ниже влажности разрыва капиллярной связи. В этом слое капиллярная связь нарушена, вода движется в основном в парообразной фазе (медленно).

2. Зона капиллярного подтягивания — ниже сухого слоя, где капиллярная связь ещё сохраняется, и вода поступает к поверхности по капиллярам.

Скорость восходящего перераспределения определяется двумя факторами (White, 2006; Shukla, 2023):

• Интенсивностью испарения (метеорологические условия);
• Гидравлической проводимостью почвы при данной влажности.

При слабом испарении и высокой влажности почвы восходящий поток может быть значительным и компенсировать потери воды. При сильном испарении и низкой влажности восходящий поток быстро становится лимитирующим, и поверхностный слой высыхает (Shukla, 2023).

Важно отметить, что даже при испарении вода может перемещаться вверх из достаточно глубоких горизонтов, если капиллярная связь не нарушена. Поэтому глубина залегания грунтовых вод критически влияет на возможность капиллярного подпитывания (Marshall et al., 1996).

4.7. Роль макропор в перераспределении

В реальных полевых условиях макропоры (трещины, корневые и червеёные ходы, меж- и внутриагрегатные пустоты) существенно влияют на характер перераспределения (Weil & Brady, 2017; Radcliffe & Šimůnek, 2012).

Вода, попавшая в макропоры, может:

• Быстро перемещаться вниз на значительную глубину, минуя основную матрицу почвы (преференциальный поток);
• Создавать локальные очаги увлажнения в глубоких горизонтах;
• Ускорять вынос растворённых веществ (солей, нитратов, пестицидов) за пределы корнеобитаемого слоя.

При перераспределении макропоры могут как ускорять, так и замедлять движение воды в зависимости от их ориентации и связанности. Горизонтальные макропоры способствуют латеральному перераспределению, что особенно важно на склонах (Weil & Brady, 2017).

4.8. Практическое значение перераспределения

Понимание процессов перераспределения необходимо для:

1. Прогнозирования влагозапасов в корнеобитаемом слое. После дождя или полива вода не сразу становится доступной растениям — она должна перераспределиться по профилю. Глубина и скорость промачивания определяют, насколько эффективно будет использована влага.

2. Расчёта оросительных норм и режимов полива. При поливе необходимо учитывать, что часть воды будет перераспределяться вглубь, и не всегда вся влага остаётся в зоне активных корней. Поэтому норму полива рассчитывают с учётом глубины промачивания и влагоёмкости почвы (Weil & Brady, 2017).

3. Оценки риска вымывания питательных веществ (нитратов) и пестицидов. Быстрое перераспределение по макропорам может привести к их выносу за пределы корнеобитаемого слоя и загрязнению грунтовых вод (Weil & Brady, 2017).

4. Проектирования дренажных и ирригационных систем. Понимание направлений и скорости перераспределения помогает выбирать глубину закладки дрен, расстояние между ними и режим подачи воды при орошении.

5. Борьбы с засолением почв. Если капиллярный подъём приносит минерализованные воды, необходимо либо понижать уровень грунтовых вод (дренаж), либо создавать барьер для капиллярного подъёма (например, путём глубокого рыхления или внесения органических материалов) (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

Резюме по разделу

• Перераспределение — это движение влаги внутри почвенного профиля после прекращения инфильтрации, обусловленное градиентами матричного и гравитационного потенциалов.
• В процессе перераспределения в профиле выделяются зоны: насыщения, транзитная, фронт увлажнения и исходная сухая зона.
• Скорость продвижения фронта увлажнения пропорциональна \sqrt{t} — со временем она замедляется.
• Капиллярный подъём — восходящее движение воды по капиллярам, высота которого определяется радиусом пор и гранулометрическим составом.
• В слоистых профилях возможен капиллярный барьер — задержка воды над грубозернистым слоем.
• Макропоры создают преференциальный поток, ускоряющий движение воды и растворённых веществ вглубь.
• Управление перераспределением лежит в основе многих агротехнических и мелиоративных приёмов: от регулирования водного режима до борьбы с засолением.

5.1. Определение и назначение

Дренаж — это удаление избыточной гравитационной воды из почвы с целью понижения уровня грунтовых вод, улучшения аэрации корнеобитаемого слоя и создания оптимальных условий для роста растений (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

В контексте нашего ключевого вопроса — как вода приходит, движется, задерживается и покидает почву — дренаж представляет собой принудительное удаление воды, которая по тем или иным причинам не может уйти из почвы естественным путём. Это регулируемый процесс, позволяющий управлять водным режимом в условиях избыточного увлажнения.

Необходимость дренажа возникает, когда (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003):

• Вода застаивается в поверхностных горизонтах после дождей или снеготаяния (плохой поверхностный сток);
• Грунтовые воды поднимаются близко к поверхности (менее 1–2 м), создавая зону переувлажнения в корнеобитаемом слое;
• Почва переувлажняется в результате орошения без соответствующего водоотвода, что ведёт к вторичному заболачиванию и засолению;
• На небольшой глубине залегает водоупорный слой, создающий верховодку — временное или постоянное насыщение верхних горизонтов.

Дренаж особенно важен в регионах с избыточным увлажнением (гумидные зоны), на пойменных и притеррасных землях, а также на орошаемых массивах в аридных и полуаридных регионах, где он является необходимым элементом мелиорации (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

5.2. Виды дренажа

В зависимости от способа отвода воды различают два основных вида дренажа: поверхностный и подземный (закрытый) (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

5.3. Принципы проектирования дренажных систем

Основные параметры дренажной системы — глубина заложения дрен и расстояние между ними (шаг дрен) — определяются рядом факторов (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

• Глубиной залегания водоупора или уровня грунтовых вод;
• Гидравлической проводимостью почвы (коэффициентом фильтрации);
• Интенсивностью поступления воды (нормой осадков или орошения);
• Требуемой глубиной понижения грунтовых вод для нормального развития корневых систем (обычно 0,5–1,5 м от поверхности);
• Типом почвы, её структурой и пористостью.

Для расчёта параметров дренажа используются теоретические и полуэмпирические формулы, основанные на законе Дарси и теории фильтрации. Наиболее известная формула для стационарного режима — формула Хугуда (Hooghoudt) для случая, когда дрены заложены на водоупоре или выше него (Marshall et al., 1996; Weil & Brady, 2017):

где:

• s — расстояние между дренами, м;
• K — гидравлическая проводимость почвы, м/сут;
• h — высота столба воды над уровнем дрен в середине между ними (т.е. максимальная высота грунтовых вод), м;
• D — глубина заложения дрен над водоупором, м;
• d̄ — средняя глубина, учитывающая дополнительный поток ниже уровня дрен (эквивалентная глубина);
• ν — интенсивность поступления воды (осадки или орошение за вычетом испарения), м/сут.

В более простом виде для дрен, вскрывающих водоупор (D = 0), используется упрощённая формула (Marshall et al., 1996):

где z₀ — уровень воды в дренах (обычно глубина до дна дрены).

Эти формулы дают приближённые значения, достаточные для практического проектирования, так как точность определения K и ν в полевых условиях обычно невысока (Marshall et al., 1996).

При проектировании дренажа необходимо также учитывать:

• Уклон дрен — обеспечивает самотек воды к коллектору (обычно 0,5–1 %);
• Диаметр труб — достаточный для пропуска расчётного расхода без заиливания;
• Фильтрующую обсыпку — для предотвращения попадания мелкозема в дрены и улучшения притока воды (Marshall et al., 1996).

5.4. Экологические аспекты дренажа

Осушение избыточно увлажнённых почв даёт ряд положительных эффектов (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003):

1. Улучшение аэрации корневой зоны — повышение содержания кислорода в почвенном воздухе, что стимулирует дыхание корней и аэробную микрофлору.

2. Ускорение прогревания почвы весной — дренированные почвы быстрее просыхают и прогреваются, что позволяет раньше начинать полевые работы и увеличивает вегетационный период.

3. Снижение токсичности восстановленных форм железа и марганца — в переувлажнённых почвах образуются закисные формы (Fe²⁺, Mn²⁺), токсичные для растений; дренаж способствует их окислению.

4. Увеличение глубины корневой системы — благодаря улучшению аэрации и снижению механического сопротивления.

5. Снижение риска полегания посевов и развития корневых гнилей.

6. Возможность применения тяжёлой техники в более ранние сроки.

Однако дренаж может иметь и негативные экологические последствия (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003):

1. Потеря органического вещества почвы — ускоренная минерализация гумуса в аэробных условиях приводит к деградации плодородия и выделению CO₂ в атмосферу.

2. Просадка поверхности — особенно на торфяниках и органо-генных почвах, где минерализация органики вызывает оседание поверхности (до 2–3 м за десятилетия).

3. Повышенный вынос биогенных элементов (нитратов, фосфатов) и пестицидов в дренажные воды и далее в реки и озёра, что способствует эвтрофикации.

4. Уничтожение водно-болотных угодий — мест обитания водоплавающих птиц, амфибий, ценных видов растений. Дренаж wetlands (болот, пойм) считается одной из главных причин сокращения биоразнообразия (Weil & Brady, 2017).

5. Усиление засушливости микроклимата в отдельных случаях, так как снижается испарение и транспирация влаголюбивых растений.

В связи с этим в современной практике рекомендуется комплексный подход: дренировать только те земли, где это экономически оправдано, с обязательной оценкой экологических рисков и соблюдением законодательства об охране водно-болотных угодий (Weil & Brady, 2017).

5.5. Дренаж на орошаемых землях

На орошаемых землях дренаж является обязательным элементом мелиоративной системы. Без дренажа орошение в аридных и полуаридных регионах неизбежно приводит к (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017):

• Вторичному заболачиванию — подъёму уровня грунтовых вод из-за постоянного поступления поливной воды, что создаёт зону переувлажнения;
• Вторичному засолению — подтягиванию минерализованных грунтовых вод к поверхности и испарению с накоплением солей в корнеобитаемом слое (см. раздел 7.3 о выпотном режиме);
• Снижению урожайности из-за недостатка кислорода в корневой зоне.

Дренаж на орошаемых землях может быть как поверхностным (сброс избыточных вод по бороздам), так и подземным (горизонтальный трубчатый дренаж). Особенно важна регулируемая дренажная система, позволяющая в засушливые периоды подавать воду по дренам обратно на поля (двойное регулирование), что повышает эффективность использования воды (Weil & Brady, 2017).

Проектирование дренажа на орошаемых участках учитывает не только отвод избыточной воды, но и поддержание солевого баланса — необходимо, чтобы с дренажными водами удалялось столько же солей, сколько поступает с поливной водой (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017). Для этого важно обеспечить достаточную промывную способность дренажа и не допускать выпотного режима.

5.6. Примеры дренажных систем и их конструктивные особенности

Трубчатый дренаж с коллектором — наиболее распространённая система на полях умеренного и тропического поясов. Дрены (пластиковые или гончарные трубы) укладываются параллельно друг другу с заданным шагом (обычно 5–30 м). Вода по дренам поступает в коллекторную трубу (большего диаметра) и далее в открытый канал или водоприёмник. Глубина заложения — 0,8–1,5 м (Weil & Brady, 2017; Marshall et al., 1996).

Кротовый дренаж — применяется на тяжёлых глинистых почвах, где прокладка труб затруднена или дорога. Кротователь создаёт ходы диаметром 7–10 см на глубине 40–60 см, направленные под уклоном к открытым коллекторам. Срок службы 2–5 лет, затем требуется повторное кротование (Marshall et al., 1996).

Вертикальный дренаж (колодцы) — используется на участках с глубоким залеганием водоупора, когда горизонтальный дренаж неэффективен. Скважины бурят до водоносного слоя, и вода откачивается насосами. Дорогой и энергоёмкий метод, применяется при высоких ценах на землю (Marshall et al., 1996).

5.7. Регулируемый дренаж (управление водным режимом)

Современная концепция регулируемого дренажа предполагает возможность управлять уровнем грунтовых вод в зависимости от фазы вегетации и погодных условий (Weil & Brady, 2017). Для этого на коллекторах устанавливают регулирующие устройства (шиберы, затворы), позволяющие:

• В период весеннего переувлажнения — полностью открыть дренаж для быстрого снижения уровня воды;
• В период активного роста растений — поддерживать уровень грунтовых вод на оптимальной глубине (например, 0,8–1,2 м), чтобы обеспечить капиллярное подпитывание, но избежать переувлажнения;
• В засушливые периоды — поднять уровень грунтовых вод или даже подавать воду обратно на поля (субирригация) (Weil & Brady, 2017).

Регулируемый дренаж позволяет значительно повысить эффективность использования воды, снизить вынос нитратов и других загрязнителей в водные объекты, а также сохранить влагу в почве в межполивные периоды (Weil & Brady, 2017).

Резюме по разделу

• Дренаж — удаление избыточной гравитационной воды для понижения уровня грунтовых вод и улучшения аэрации.
• Дренаж необходим при переувлажнении, близком залегании грунтовых вод, на орошаемых землях и на водоупорных слоях.
• Различают поверхностный (открытые каналы, планировка) и подземный (трубчатый, кротовый) дренаж.
• Параметры дренажа (глубина, шаг) рассчитывают по формулам теории фильтрации (например, Хугуда), учитывая гидравлическую проводимость, интенсивность поступления воды и требуемый уровень понижения.
• Дренаж даёт положительные эффекты (аэрация, прогревание, рост корней), но может вызывать негативные последствия: потерю органики, просадку, вымывание веществ, уничтожение водно-болотных угодий.
• На орошаемых землях дренаж обязателен для борьбы с засолением и заболачиванием.
• Регулируемый дренаж позволяет управлять водным режимом в течение сезона.

6.1. Определение и сущность процесса

Испарение — это физический процесс перехода воды из жидкого состояния в парообразное, происходящий с поверхности почвы, водных объектов и растительных тканей (Weil & Brady, 2017; White, 2006). В почвоведении и агрономии испарение рассматривается как один из основных путей потери влаги из почвенного профиля — процесс, которым завершается водный цикл на локальном уровне.

В контексте нашего ключевого вопроса — как вода приходит, движется, задерживается и покидает почву — испарение представляет собой главный механизм потери воды из почвы в атмосферу.

Испарение — это не только физический, но и энергетический процесс. Для перехода 1 грамма воды из жидкого состояния в пар при температуре 20 °С требуется около 2,45 кДж тепла (скрытая теплота парообразования). Этот энергетический барьер является главным лимитирующим фактором испарения: пока нет притока тепла, испарение не происходит (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

В почвенной системе различают две составляющие испарения (Weil & Brady, 2017; Shukla, 2023):

1. Физическое испарение (E) — непосредственный переход влаги из поверхностного слоя почвы и с водных поверхностей в атмосферу.

2. Транспирация (T) — испарение воды растениями через устьичный аппарат листьев, стеблей и других органов. Это физиолого-биологический процесс, тесно связанный с фотосинтезом и газообменом.

Эвапотранспирация (ET) — суммарная потеря воды за счёт обоих процессов: ET = E + T (Weil & Brady, 2017; White, 2006). Этот термин широко используется в гидрологии, агрометеорологии и мелиорации для оценки водопотребления растительного покрова.

6.2. Движущие силы испарения

Испарение с почвенной поверхности и с растений определяется тремя основными движущими силами (Weil & Brady, 2017; White, 2006; Shukla, 2023):

6.3. Стадии испарения с поверхности почвы

Испарение с поверхности почвы, не покрытой растительностью (или с частичным покрытием), в зависимости от условий проходит три стадии (Shukla, 2023; Weil & Brady, 2017; White, 2006).

6.4. Испарение с поверхности воды и эвапотранспирация

Для сравнения и оценки потенциального испарения используется испарение с открытой водной поверхности (E₀). Его измеряют с помощью испарительных бассейнов (класс A pan) — стандартных ёмкостей с водой, установленных на открытом месте (Weil & Brady, 2017; White, 2006). Эти бассейны дают интегральную оценку испаряющей способности атмосферы, так как вода в них всегда доступна.

Потенциальная эвапотранспирация (PET) — это скорость испарения с полностью увлажнённой растительной поверхности, когда вода не лимитирует процесс. PET оценивают по метеорологическим данным с помощью различных эмпирических и физических моделей (например, уравнение Пенмана-Монтейта, метод Торнтвейта) (Weil & Brady, 2017; White, 2006). PET обычно составляет 0,6–0,8 от испарения с открытой водной поверхности (для травянистой растительности коэффициент около 0,65–0,85).

Фактическая эвапотранспирация (AET) — реальная скорость потери влаги конкретным растительным покровом на конкретной почве. Она всегда меньше или равна PET (при условии достаточного увлажнения — близка к нему, при засухе — значительно меньше) (Weil & Brady, 2017; White, 2006). Разность PET – AET называется дефицитом влаги — важнейшим показателем засушливости условий и интенсивности водного стресса растений.

6.5. Транспирация и её особенности

Транспирация — это испарение воды растениями через устьица, регулируемое физиологическими механизмами. В отличие от физического испарения, транспирация — биологический процесс, тесно связанный с фотосинтезом, газообменом и осмотическим давлением в клетках (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Основные особенности транспирации:

• Транспирация обеспечивает охлаждение растений (испарение с поверхности листьев снижает их температуру), что критично в жаркую погоду.
• Она создаёт транспирационный поток воды и минеральных веществ от корней к листьям, необходимый для жизнедеятельности растения.
• Скорость транспирации регулируется открытием и закрытием устьиц, зависящим от водного статуса растения, освещённости, CO₂-концентрации в воздухе (Weil & Brady, 2017).
• При водном стрессе (недостатке влаги в почве) растения закрывают устьица, снижая транспирацию, но это одновременно ограничивает фотосинтез и рост.

Транспирационный коэффициент — количество воды (в граммах), расходуемое растением для накопления 1 г сухого вещества. У разных культур он варьирует (Муха и др., 2003):

Чем ниже транспирационный коэффициент, тем эффективнее растение использует воду для создания органического вещества.

6.6. Факторы, влияющие на фактическое испарение

6.7. Управление испарением в агрономии

Для повышения эффективности использования воды в сельском хозяйстве необходимо стремиться к увеличению доли транспирации (T) в общей эвапотранспирации (ET) и снижению непродуктивного физического испарения (E) с поверхности почвы (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003).

Основные приёмы:

1. Мульчирование — покрытие поверхности органическими (солома, опилки, растительные остатки) или синтетическими материалами. Мульча создаёт барьер для диффузии пара, уменьшает нагревание поверхности и снижает физическое испарение на 30–50% и более. Органическая мульча также улучшает структуру почвы (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003).

2. Боронование и рыхление верхнего слоя — разрыв капилляров в поверхностном слое снижает подтягивание воды из нижних горизонтов и, соответственно, испарение. Это классический приём «сухого полива», особенно эффективный в степной зоне (Муха и др., 2003).

3. Использование затеняющих культур (сидератов, покровных культур) — растения затеняют поверхность почвы, снижая её нагревание и физическое испарение. Однако нужно учитывать, что они тоже расходуют воду на транспирацию, поэтому их применение должно быть сбалансированным (Weil & Brady, 2017).

4. Выбор культур с высокой эффективностью использования воды — C₄-растения и засухоустойчивые сорта имеют более низкий транспирационный коэффициент.

5. Оптимизация густоты стояния — более редкие посевы увеличивают испарение с почвы; слишком густые — усиливают конкуренцию за воду и могут вызвать водный стресс.

6. Регулирование орошения (капельный полив, дождевание) — современные системы позволяют подавать воду непосредственно в зону корней, что минимизирует физическое испарение и потери на глубокое просачивание (Weil & Brady, 2017).

7. Полезащитные лесополосы — снижают скорость ветра в приземном слое, что уменьшает турбулентный обмен и физическое испарение (Муха и др., 2003).

6.8. Испарение в условиях близкого залегания грунтовых вод

При неглубоком залегании грунтовых вод (менее 2–3 м) капиллярный подъём может поддерживать постоянное поступление воды к поверхности, что делает испарение интенсивным и длительным (White, 2006; Weil & Brady, 2017). В таких условиях испарение может продолжаться на I стадии много дней, особенно в жаркую погоду. Это приводит к:

• Значительным потерям воды из почвенного профиля (до нескольких миллиметров в сутки);
• Вторичному засолению, если грунтовые воды минерализованы — соли подтягиваются к поверхности и накапливаются при испарении (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Поэтому на таких землях необходим дренаж, позволяющий отвести избыток воды и понизить уровень грунтовых вод до безопасной глубины (обычно > 2 м), а также периодические промывки для удаления солей.

Резюме по разделу

• Испарение — переход воды из жидкой фазы в парообразную, главный механизм потери влаги из почвы.
• Движущие силы испарения: энергия (солнечная радиация), градиент давления водяного пара и ветровой перенос.
• Различают три стадии испарения: потенциальное (энергетически-контролируемое), падающее (почвенно-контролируемое) и медленное (диффузионное). Основные потери влаги приходятся на первую стадию.
• Эвапотранспирация (ET) = физическое испарение (E) + транспирация (T). Потенциальная эвапотранспирация (PET) — максимально возможная при данных метеоусловиях; фактическая (AET) — реальная, ограниченная доступностью воды.
• Транспирация — физиологический процесс, обеспечивающий охлаждение растений и транспорт веществ.
• Управление испарением — важнейшая задача агрономии для повышения эффективности использования воды: мульчирование, рыхление, регулирование густоты посевов, выбор культур, орошение.
• При близком залегании грунтовых вод испарение может быть интенсивным и приводить к засолению, поэтому необходим дренаж.

7.1. Определение и принципы классификации

Под водным режимом почв понимается совокупность процессов поступления, передвижения, сохранения и расхода воды в почве, закономерно повторяющихся во времени и определяющих влажность почвенного профиля (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017). Тип водного режима — это качественная характеристика, отражающая преобладающее направление и интенсивность влагооборота в почве на протяжении года или многолетнего периода.

Классификация типов водного режима основана на соотношении двух ключевых показателей (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017):

1. Годовой суммы атмосферных осадков (P) — количество воды, поступающей на поверхность почвы;

2. Годовой испаряемости (E₀) — максимально возможного испарения с открытой водной поверхности при данных климатических условиях (определяется температурой, влажностью воздуха, ветром, радиационным балансом).

Соотношение P и E₀ определяет, будет ли почвенный профиль регулярно промываться нисходящими токами воды, оставаться в состоянии равновесия или испытывать дефицит влаги с преобладанием восходящих токов (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

Дополнительными факторами, влияющими на тип водного режима, являются (Муха и др., 2003; White, 2006):

• Глубина залегания грунтовых вод и их минерализация;
• Водоудерживающая способность почвы и её водопроницаемость;
• Наличие водоупорных слоёв в профиле;
• Рельеф местности (склоновые процессы, аккумуляция влаги в понижениях);
• Характер растительного покрова;
• Антропогенное воздействие (орошение, дренаж, агротехника).

7.2. Промывной тип водного режима

Промывной тип водного режима характерен для территорий, где годовая сумма осадков превышает испаряемость (P > E₀) (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.3. Непромывной тип водного режима

Непромывной тип водного режима характерен для территорий, где годовая испаряемость превышает количество осадков (P < E₀) (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.4. Периодически промывной тип водного режима

Периодически промывной тип водного режима занимает промежуточное положение между промывным и непромывным (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.5. Выпотной (экссудативный) тип водного режима

Выпотной тип водного режима развивается в условиях непромывного режима, но при близком залегании грунтовых вод (обычно минерализованных) (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017; White, 2006).

7.6. Мерзлотный тип водного режима

Мерзлотный тип водного режима характерен для территорий распространения многолетней (вечной) мерзлоты (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.7. Ирригационный (орошаемый) тип водного режима

Ирригационный тип водного режима формируется на искусственно орошаемых землях (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

7.8. Связь типов водного режима с почвообразовательными процессами

Обобщая, можно выделить следующую взаимосвязь между типами водного режима и доминирующими почвообразовательными процессами (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017):

Резюме по разделу

• Тип водного режима — качественная характеристика, определяемая соотношением поступления и расхода воды, а также преобладающим направлением водных токов в почве.
• Основные типы: промывной, периодически промывной, непромывной, выпотной, мерзлотный, ирригационный.
• Промывной тип — P > E₀, господство нисходящих токов, выщелачивание, формирование подзолистых и латеритных почв.
• Непромывной тип — P < E₀, преобладание восходящих токов, аккумуляция карбонатов и солей, формирование чернозёмов, каштановых почв.
• Периодически промывной — P ≈ E₀, чередование режимов, переходные почвы (серые лесные, выщелоченные чернозёмы).
• Выпотной — близкое залегание минерализованных грунтовых вод, интенсивное испарение, засоление и осолонцевание.
• Мерзлотный — вечная мерзлота как водоупор, оглеение, криогенные процессы.
• Ирригационный — искусственный режим на орошаемых землях, требующий контроля и дренажа.
• Тип водного режима определяет направленность почвообразования, агрономические свойства и необходимость мелиоративных мероприятий.

8.1. Определение и сущность процесса

Формирование запасов влаги в почве — это процесс накопления и сохранения воды в почвенном профиле в доступной для растений форме, обеспечивающий их жизнедеятельность в периоды между увлажнениями (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

В контексте нашего ключевого вопроса — как вода приходит, движется, задерживается и покидает почву — формирование запасов влаги представляет собой результат взаимодействия всех ранее рассмотренных процессов: инфильтрации, перераспределения, удержания и потерь. Это тот итоговый показатель, который определяет водообеспеченность растений и эффективность земледелия.

Формирование запасов влаги — это динамический процесс, зависящий от:

• Объёма поступившей воды (осадки, орошение);
• Способности почвы удерживать воду против сил гравитации (влагоёмкость);
• Глубины промачивания (зависит от водопроницаемости и начальной влажности);
• Интенсивности потерь на испарение и глубокое просачивание;
• Сезонных и погодных условий.

Важно понимать, что не вся вода, поступившая в почву, становится доступным запасом влаги. Часть её теряется на физическое испарение, часть уходит в глубокие горизонты (за пределы корнеобитаемого слоя), часть остаётся в формах, недоступных растениям (гигроскопическая, химически связанная). Продуктивный запас — это лишь та часть влаги, которая находится между наименьшей влагоёмкостью и влажностью устойчивого завядания (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

8.2. Факторы, определяющие формирование запасов влаги

8.3. Естественные источники пополнения запасов влаги

8.4. Агротехнические приёмы накопления и сохранения влаги

Управление формированием запасов влаги — важнейшая задача агрономии, особенно в зонах с неустойчивым или недостаточным увлажнением. Комплекс приёмов направлен на (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017):

1. Увеличение поступления воды в почву;

2. Сокращение потерь на испарение и сток;

3. Оптимизацию распределения влаги в профиле.

8.5. Количественная оценка запасов влаги

8.6. Связь запасов влаги с продуктивностью растений

Запасы продуктивной влаги в почве — один из главных факторов, определяющих величину урожая. Даже при достаточном количестве питательных элементов и благоприятном температурном режиме недостаток влаги ограничивает рост и развитие растений (Муха и др., 2003; Weil & Brady, 2017).

Основные закономерности:

• Водный стресс возникает, когда запасы влаги в корнеобитаемом слое снижаются ниже 50–60% от наименьшей влагоёмкости (White, 2006);
• При запасах влаги ниже 30% НВ большинство культур прекращает активный рост, снижается фотосинтез, закрываются устьица (Weil & Brady, 2017);
• При достижении влажности завядания растения теряют тургор, и процесс восстановления после полива или осадков может занять несколько суток (White, 2006).

Критические периоды водопотребления у разных культур (Муха и др., 2003):

Поэтому управление запасами влаги — основа получения стабильных и высоких урожаев. Это достигается комплексом мероприятий: от выбора засухоустойчивых сортов и оптимизации густоты стояния до применения орошения и агротехнических приёмов накопления и сохранения влаги (Weil & Brady, 2017; Муха и др., 2003).

Резюме по разделу

• Формирование запасов влаги — процесс накопления и сохранения воды в почве, определяющий водообеспеченность растений.
• Запасы влаги зависят от климата (осадки, испаряемость), свойств почвы (влагоёмкость, мощность, гранулометрический состав), глубины грунтовых вод и растительного покрова.
• Общий запас влаги — вся вода в профиле; продуктивный запас — вода между наименьшей влагоёмкостью и влажностью завядания (доступна растениям).
• Естественные источники пополнения: атмосферные осадки, снегозапасы, грунтовые воды (при неглубоком залегании), конденсация водяных паров.
• Агротехнические приёмы: снегозадержание, регулирование стока талых вод, боронование, мульчирование, создание структуры, лесополосы, орошение.
• Оценка запасов влаги проводится по общепринятым шкалам (для слоёв 0–20 и 0–100 см) и служит основой для принятия решений о сроках полевых работ, нормах полива и мелиоративных мероприятиях.
• Запасы продуктивной влаги определяют потенциальную урожайность, особенно в критических фазах развития растений.

Заключение

Мы рассмотрели все основные процессы, составляющие водный режим почв — от поступления воды (инфильтрация) до её потерь (испарение, сток, дренаж), включая внутреннее перераспределение и формирование запасов влаги. Были выделены типы водного режима, определяющие почвообразовательные процессы и агрономические свойства почв.

Ключевые выводы всей лекции:

1. Водный баланс и водный режим — две взаимосвязанные, но разные характеристики: первая — количественная (сколько воды), вторая — качественно-динамическая (как ведёт себя вода во времени).

2. Вода в почве существует в нескольких формах, различающихся по доступности для растений и подвижности. Основной источник водоснабжения растений — капиллярная вода.

3. Инфильтрация — первый этап поступления воды в почву. Её скорость зависит от свойств почвы, интенсивности осадков и начальной влажности.

4. Перераспределение — движение воды внутри профиля после прекращения инфильтрации, определяющее распределение влаги по горизонтам и её доступность корням.

5. Дренаж — удаление избыточной гравитационной воды для улучшения аэрации. Необходим на переувлажнённых и орошаемых землях.

6. Испарение — главный механизм потери влаги. Эвапотранспирация включает физическое испарение и транспирацию растений. Управление испарением — основа повышения эффективности использования воды.

7. Тип водного режима определяется соотношением осадков и испаряемости, а также глубиной залегания грунтовых вод. Он определяет направленность почвообразования и агрономические свойства почв.

8. Формирование запасов влаги — итоговый результат всех процессов, определяющий водообеспеченность растений и потенциальную урожайность.

Понимание закономерностей водного режима необходимо для разработки научно обоснованных систем земледелия, мелиорации и охраны почвенных ресурсов.