книги из ГПНТБ / Количественные методы в мелиорации засоленных почв
..pdfчему резко увеличивается их минерализация. В. В. Егоров и Г. В. Захарьина (1956) выделяют наряду с критической «оптимальную» глубину засоляющих почву грунтовых вод, при которой засоление верхних горизонтов почвы достигает
Таблица 4
Зависимость величины критических глубин залегания грунтовых вод от их минерализации
Минерализация |
Критическая |
Литературный источник |
|||
грунтовых вод, |
|||||
г/л |
глубина, м |
|
|||
|
|
|
|||
Около 1 |
0 ,8 - 1 ,0 |
|
П. А. Керзум (1957) |
||
1 ,0 - 2 ,0 |
1 , 0 - 1 , 5 |
|
|||
|
(для средних суглинков Вахшской |
||||
2 . 0 - |
3,0 |
1 . 5 - |
2,5 |
||
долины) |
|||||
3 . 0 - |
5,0 |
2 . 5 - |
3,0 |
||
|
|||||
> 5,0 |
> 3,0 |
|
|
||
1 ,5 - 3 ,0 |
1 ,5 - 2 ,2 |
|
Ф. М. Рахимбаев (1967) |
||
3 . 0 - |
5,0 |
2 ,2 - 3 ,0 |
|
(для лёссовидных почв) |
|
5 . 0 - |
7,0 |
3 ,0 - 3 ,5 |
|
|
|
До |
2,0 |
2,0 |
|
В. А. Ковда (1960) |
|
До |
4,0 |
2,5 |
|
||
|
(по плотному остатку) |
||||
До |
6,0 |
3,0 |
|
||
|
|
||||
До 10,0 |
3,3 |
|
|
||
1 . 0 - |
3,0 |
1 , 6 - 2 ,1 |
|
Д. М. Кац (1963) |
|
3 . 0 - |
5,0 |
2 ,1 - 2 ,3 |
|
||
|
(для Бухарской области по суглинкам) |
||||
5 . 0 - 8,0 |
2 ,3 - 2 ,5 |
|
|||
|
|
||||
8 . 0 - |
10,0 |
2 ,5 - 2 ,9 |
|
|
|
1,5 |
1,0 |
|
П. А. Керзум, 0. А. Грабовская (1940) |
||
1 ,5 - 3 ,0 |
1 ,0 - 2 ,0 |
3,0 |
(для большинства засоленных почв |
||
3 ,0 - 4 ,0 |
2 . 0 - |
Таджикистана) |
|||
7,0 |
3 . 0 - |
4,0 |
|
максимальных величин. Вернее, эту глубину следует назы вать не «оптимальной», а наиболее опасной. И. Н. АнтиповКаратаев (1940) на основе изучения капиллярных свойств грунтов и степени минерализации грунтовых вод Вахшской долины различает абсолютную и относительную критиче ские глубины грунтовых вод. Абсолютная глубина та, при которой граница капиллярно-пленочного подъема в орошае мых условиях достигает поверхности почвы. Величину абсолютной критической глубины грунтовых вод для усло вий Вахшской долины он устанавливает в пределах 3,5— 4,0 м. Относительная глубина та, при которой при правиль ном орошении вторичное засоление только что начинает проявляться.
61
A. Н. Костяков (1951) считает, что критическая глуби на грунтовых вод зависит от степени минерализации, ме ханического состава почв и их структурности. Приведенные в таблице 4 данные показывают, что чем слабее минера лизованы воды, тем ближе к поверхности они могут зале гать, не оказывая засоляющего действия на почвы. В том же направлении влияет и структура. Чем структурнее почва, тем критические уровни меньше. Установлено, что критическая глубина зависит от многих факторов, напри мер, от концентрации солей в грунтовых водах, скорости капиллярного подъема, явления диффузии, промывного действия осадков и оросительной воды, а также от измене ний, возникающих в капиллярной кайме при испарении.
Б. И. Философов (1948) показал, что в дополнение ко всем перечисленным факторам уровень грунтовых вод сам по себе колеблется от сезона к сезону и что было бы пра вильнее заменить понятие «критическая глубина» понятием «критическое состояние» почвы, что соответствует услови ям , при которых поступление солей несколько превышает их удаление. Однако в последних работах сохраняется преж ний термин (Ковда, 1960; Аверьянов, 1957). В. Р. Волобуев (1945) для суглинистых грунтов Мугани выделяет три вида критических глубин (среднекритические за период соленакопления):
I) гибельный для сельскохозяйственных растений, около
1.0— |
1,1 лг; |
некоторому регулированию, |
II) |
засоление поддается |
|
1.1— |
1,5 м ; |
агротехническими методами, |
III) |
легко регулируемое |
1,75—2,25 м.
B. Р. Волобуевым (1946) вводится понятие эффективного критического уровня грунтовых вод, засоляющих почву, представляющего среднюю арифметическую глубину грун товых вод в вегетационный период. Б. И. Философов (1948) отмечает, что шкала В. Р. Волобуева учитывает постоянное изменение уровня грунтовых вод в орошаемых условиях, и в связи с этим отвечает понятиям теории «критического режима» засоляющих почву грунтовых вод, которая была выдвинута Н. А. Беседновым (1958). Под «критическим ре жимом» Н. А. Беседнов понимал такой режим, которому соответствует близкий к равновесному солевой баланс почвы.
Основным отличием теории критического режима явля ется учет не только процесса соленакопления в верхних слоях почвы, но и учет интенсивности соленакопления во времени. Большое методологическое значение для выясне
62
ния рассматриваемого вопроса имели почвенно-мелиоратив ные исследования в Кура-Араксинской низменности. Этими исследованиями была выявлена необходимость замены «критической глубины» понятием «критического режима» грунтовых вод, засоляющих почву, отразив динамичность уровня, свойственную поливным землям. Теоретические проработки и опытные данные вышеуказанных авторов и многих других исследователей показывают, что при пони жении уровня грунтовых вод резко уменьшается испарение с поверхности почвы и транспирация воды растениями. При определенной критической глубине залегания уровня грунтовых вод испарение их, а в связи с этим и засоление почвенного покрова, практически прекращается.
А. Г. Владимиров (1960) критической глубиной грун товых вод считает такую глубину, ниже которой грунтовые воды при всех условиях не могут вызвать засоление актив ного слоя почвы. Он считает критическую глубину для каждого района постоянной. Им так же вводится понятие о допустимой глубине, которая может отличаться от крити ческой. Допустимой глубиной называется такая наимень шая глубина до грунтовых вод, при которой, если соблюда ются дополнительные условия (например, если грунтовые воды пресные или если выполняются предусмотренные про ектом агротехнические и другие мероприятия), заболачива ния или засоления активного слоя почвы может не возник нуть.
П. А. Летунов (1958) предлагает считать критической глубиной такую глубину, при которой скорость капилляр ной подачи к поверхности почвы не будет превышать опре деленной заданной величины. Последняя должна быть мень ше скорости испарения влаги поверхностью почвы или культурной растительностью.
Скорость капиллярного поднятия раствора имеет решаю щее значение для определения критической глубины и зави сит лишь от свойств почвогрунтов и свойств восходящего раствора и не зависит от величины испарения. Испарение будет лишь обуславливать тот или иной расход воды через капилляры и, следовательно, интенсивность капиллярного засоления.
Обширный материал, накопленный при изучении режи ма грунтовых вод, его минерализации, водно-физических свойств почвогрунтов и другие материалы, полученные Д. М. Кацем (1963), позволили ему дать определение крити ческой глубины грунтовых вод. Под критической глубиной он понимает ту средневегетационную глубину, при которой накопление хлоридов в течение одного вегетационного пери
63
ода не достигает опасной для хлопчатника величины. Как отмечает Д. М. Кац (1963), накопление хлоридов, очевидно, будет соответствовать динамике их баланса, определенной, с одной стороны, испарением грунтовых вод, с другой — вы мыванием солей вегетационными водами.
Б. В. Федоров (1953) для орошаемых земель Узбекистана указывает, что по имеющимся исследовательским данным для современного агротехнического уровня обработки паш ни критическая глубина залегания грунтовых вод лежит в следующих пределах в зависимости от природных условий:
а) в сазовых равнинах — 1,0—1,2 ж на конусах выносов и около 1,5 ж на нижних террасах;
б) в сазово-солончаковых равнинах — около 2 ж на ко нусах выносов и около 2,5 ж на нижних террасах;
в) в солончаковых равнинах — около 1 ж на песчаных почвах, около 2 ж на супесчаных и тяжелоглинистых поч вах и около 3 ж на пылевато-суглинистых однородных почвах.
Б. В. Федоров не указывает, какие природные условия создают различия в критической глубине. Он называет «критической» такую глубину, при которой на данном уров
не агротехники |
два противоположных процесса — засоле |
ния и рассоления почвы взаимно уравновешиваются. |
|
Критический |
уровень залегания грунтовой воды — ве |
личина изменчивая. Она в конкретных условиях колеблется в довольно широких пределах. Поэтому для определения «критической» глубины надо принимать во внимание все водно-физические, физико-химические, биологические осо бенности, а также и механический состав почвогрунтов.
П. А. Керзум (1957) провел анализ по рассматриваемо му вопросу на основе экспериментальных работ, проведен ных в Вахшской долине рядом исследователей. Он показал, что в определении критической глубины Б. Б. Полыновым есть слабая сторона, которая заключается в том, что Б. Б. Полыновым испарение грунтовых вод рассматривает ся как фактор уменьшения критической глубины. В то же время известно, что основные площади засоленных почв приурочены к областям с большими величинами испарения. Такое противоречие Б. Б. Полынов объясняет тем, что в сухих областях грунтовые воды более минерализованы и при условии достижения критического уровня будут засо лять почвы более сильно и энергично, нежели это делают грунтовые воды при тех же условиях в областях с более влажным климатом. Из этого замечания следует, что ин тенсивность засоления почвы (или количество солей, накап ливающихся в почве за определенный промежуток време-
64
ни) при критической глубине уровня грунтовых вод нахо дится в зависимости от минерализации последних. При уменьшении минерализации грунтовых вод интенсивность засоления почв также будет уменьшаться. Можно предста вить, что при каком-то минимальном значении ее засоление почв не достигнет величин токсичных для культурных ра стений, т. е. почва останется практически незасоленной. Следовательно, глубина залегания уровня грунтовых вод при этом уже не будет являться критической, хотя осталь ные факторы, определяющие ее по уравнению Б. Б. Полынова, остались теми же. Как видно, критическая глубина залегания уровня грунтовых вод зависит также от их мине рализации, а не только от свойств почвы (грунта) и клима та. Таким образом, уравнение критической глубины залега ния уровня грунтовых вод, данное Б. Б. Полыновым, не отражает количественную сторону процесса засоления почв.
В. А. Ковда (1947) определил критическую глубину за легания уровня грунтовых вод как функцию среднегодовой температуры по уравнению
J= 170 + 8i+ 15,
где J — критическая глубина (см ); t — среднегодовая тем пература воздуха (°С). Формула В. А. Ковды отражает при родную зональность, но не учитывает конкретных физиче ских свойств почв. Поэтому величины критической глуби ны, вычисленные по этой формуле, и величины, которые определены экспериментально, могут не совпадать для не которых районов орошения.
б. К рит ическая м и н ерал и зац и я грунтовых вод.
Это понятие было предложено О. А. Грабовской (1954). Критической считается та степень минерализации грунто вых вод при данной их глубине, выше которой к концу вегетационного периода происходит начальная стадия засо ления почв.
Понятие «критическая минерализация», употребляемое в последнее время в литературе, отражает величину мине рализации, при которой происходит образование сильноза соленной почвы. Эта величина неодинакова при разных ти пах соленакопления, что объясняется различной токсич ностью солей для растений. По данным Н. И. Базилевич (1952), для Барабинской низменности, критическая минера
лизации грунтовых вод в районах развития |
содового ти |
|||
па засоления |
составляет 1,5—2 г/л; в районах |
развития |
||
содово-хлоридно-сульфатного |
засоления — 2,0 — 2,25' г/л. |
|||
В. А. Ковда, |
В. В. Егоров, А. |
Т. Морозов, Ю. |
П. |
Лебедев |
5 -6 4 |
65 |
(1954) приводят различные величины «критической мине рализации», например для Азербайджана — 5—6 г/л, для Туркмении и Кара-Калпакии — 3 г/л. Для Южного За волжья, по данным А. П. Бирюковой (1962), критическая минерализация колеблется от 3 до 4,6 г/л. В условиях Мильской равнины при содовом типе засоления критическая ми нерализация состаляет около 1 г/л, при сульфатно-хлорид- ном или хлоридном типе засоления — 5—6 г/л, а при хло- ридно-сульфатном или сульфатном — около 9—10 г/л.
В. М. Легостаев (1951) вывел формулу нарастания мине рализации грунтовых вод по пути их движения. Этой фор мулой учитывается повышение концентрации солей в грун товой воде только в результате испарения и транспирации растениями. Связи же формирования минерализации грун товых вод с засолением почв она не дает.
в. Критический со л ево й реж им почв.
На процесс засоления влияет много факторов и выделе ние одного из них, который является критическим в опре делении направленности перехода от засоления к рассоле нию, не совсем верно. В связи с этим исследователями было предложено рассматривать «критический солевой режим», при котором начинается накопление солей выше порога токсичности. Эта мысль высказана в работах Б. И. Философова (1948), Н. А. Беседнова (1958) и особенно П. А. Кер-
зума (1957).
Н. Г. Минашина (1970) развивает эти идеи на основе расчета баланса солей для определенного слоя почв, уточ няет понятие критической минерализации грунтовых вод
и критического дренажного стока. Простота |
приведен |
ных формул делает эту работу привлекательной, |
но в ней |
имеется ряд слабых сторон, которые могут |
привести к |
ошибкам. Во-первых, при описании изменения концентра ции почвенного раствора и грунтовых вод не учитывается механизм диффузии солей. Во-вторых, предположение о том, что все соли при поливах остаются в почве является очень грубым допущением. Вообще любые попытки показать количественные закономерности процесса без учета меха низма его протекания ведут к метафизичной оценке явле ния. Однако принципиальная постановка задачи о «крити ческом солевом режиме» верна и требует тщательного рас смотрения. Физико-математическое описание процесса засо ления почв позволяет дать более четкие определения крити ческих констант и определить их количественные взаимо связи.
66
§ 3. Физико-математическое обоснование критических мелиоративных констант
В мелиоративной практике встречаются два основных типа солевого режима: 1) в ландшафте формируется такое взаимодействие гидрологических, климатических, почвен ных факторов, которое не приводит к накоплению солей в почве выше порога токсичности; 2) действие природных факторов отражается на почву таким образом, что в ней происходит процесс прогрессирующего соленакопления. Соли аккумулируются в пределах, превышающих порог токсичности. Диффузия солей вниз, атмосферные осадки и поливы не в состоянии вывести соли из почвенных горизон тов в грунтовые воды. Переход от первого режима ко второ му и будет означать «критический солевой режим почв» в том понимании, которое трактовалось в предыдущем па раграфе.
Таблица В
Результаты численных значений отношения входной минерализации грунтовых вод
кконцентрации солей в почвенном растворе, полученных но точной и приближенной
|
формулам |
|
|
|
Значения |
Значения F ( y ) = |
’ |
, |
|
|
|
^0 |
Ошибка, % |
|
|
вычисленные по фор |
|||
V D j T |
|
мулам |
|
|
I. 4. 16 |
II. |
3. 1 |
|
|
|
|
|||
0 |
1 |
|
1 |
0 |
0,5 |
2 |
|
1,9 |
- 5 |
1 |
5,09 |
|
5,0 |
0 |
1,2 |
8 |
|
8,5 |
+ 6 |
1,41 |
14,4 |
14,6 |
+ 1,6 |
|
1,5 |
18,5 |
18,9 |
+2 |
|
1,6 |
26,5 |
25,8 |
- 4 |
|
1,74 |
40,0 |
40,0 |
0 |
|
2 |
108,9 |
100,0 |
- 7 , 5 |
Используя математические модели солепереноса, приве денные выше, можно приближенно оценить при каких зна чениях факторов и их сочетаний будет наблюдаться «крити
ческий солевой режим». Из решения (1.4.16) |
при |
условии |
1Д > |> 0 можно приближенно (с точностью |
5%) |
опреде |
лить концентрацию почвенного раствора по |
следующему |
|
соотношению; |
|
|
67
y(h, x) = C0e x h + 0,704 52+ 0,905 ?). |
(II.3.1) |
Для удобства дальнейших вычислений в исходной формуле (1.4.16) множитель (1+ erf|)exp|2 заменен на функцию ео.704q-+o,oo5i _ Указанная аппроксимация сделана на основе
таблицы 5.
Формула П.3.1 охватывает практически всю область из менений концентраций, в которой приходится работать ме
лиораторам (при |
5= 2 концентрация |
почвенного раствора |
||||||||
увеличивается в |
100 |
раз по сравнению с |
входной минера |
|||||||
|
|
|
|
лизацией |
потока |
грунтовых |
||||
|
|
|
|
вод). При 5> 1,8 ошибка опре |
||||||
|
|
|
|
деления |
|
концентрации |
поч |
|||
|
|
|
|
венного раствора |
увеличива |
|||||
|
|
|
|
ется до 10%. Для исследова |
||||||
|
|
|
|
ния |
зависимости |
относитель |
||||
|
|
|
|
ного |
увеличения |
концентра |
||||
|
|
|
|
ции |
почвенного |
раствора в |
||||
|
|
|
|
связи с |
|
изменением 5 была |
||||
|
|
|
|
составлена программа |
вычис |
|||||
|
|
|
|
лений |
функции |
у/Со(5) для |
||||
|
|
|
|
различных значений парамет |
||||||
|
|
|
|
ра Пекле. На рис. 5 представ |
||||||
|
|
|
|
лены результаты вычислений, |
||||||
|
|
|
|
проведенные на ЭВМ «Минск- |
||||||
|
|
|
|
32». |
Пользуясь |
формулой |
||||
|
|
|
|
П.3.1, можно подбирать такие |
||||||
|
|
|
|
значения величин испарения, |
||||||
|
|
|
|
скорости |
фильтрации грунто |
|||||
|
|
|
|
вых вод, глубины их залега |
||||||
|
|
|
|
ния и т. д., чтобы взаимодей |
||||||
Рис. |
5. Кривые |
зависимости |
ствие этих факторов не вызы |
|||||||
относительного |
увеличения |
вало бы увеличения концент |
||||||||
концентрации солей |
почвен |
рации солей почвенного раст |
||||||||
ного раствора от параметра g |
вора выше порога токсичности |
|||||||||
для |
различных |
значений |
||||||||
|
параметра Ре. |
|
ТкР |
для |
|
данной |
культуры. |
|||
|
|
|
|
Критическая |
концентрация |
почвенного раствора, при которой начинается угнетение растений, для различных культур различна. Приблизи тельно она изменяется в пределах от 10 до 30 г/л и зависит от типа химизма засоления. Следовательно, для каждой конкретной культуры в зависимости от ее солеустойчивости необходимо проектировать водно-солевой ре жим так, чтобы максимальная: концентрация почвенного раствора не превышала критическую. Математически ука-
68:
занное выше положение можно выразить в виде неравен ства
Ткр> С 0ехр ( j - h k+0,704 Г+0,905 |
. |
(П.3.2) |
||
Используя |
количественные |
зависимости |
в |
формуле |
(11.3.1), можно |
найти значения |
отдельных |
«критических |
констант», описанных в §2. Следует понимать, что крити ческим значением параметра называется такая его величи на, при которой достигается критический солевой режим, в то время как остальные параметры системы «почва —- грун товая вода» являются неизменными. Следовательно, можно не допустить возникновения солевого режима выше крити ческого изменением не только критического параметра, но и других параметров, влияющих на данный режим.
а. К рит ическое испарен и е.
Очевидно, при постоянстве остальных факторов водно солевого режима испарение грунтовых вод может достиг нуть такого значения, когда соли будут накапливаться в почве выше допустимого предела. Таким образом, существу ет и критический предел величины испарения— qKp. Из формулы (11.3.1) вытекает, что испарение является самым существенным фактором засоления, так как входит в пока затель экспоненты; критическая величина испарения мо жет быть вычислина по формуле
|
_ ( h k + 0,905Т/Г\ , |
/ |
!hk , 0 ,9 0 5 / ж )г , 2,82«1п7кР |
|
|
= |
У р 2х / |
| / |
V -P i V d 2v I |
DjV Со |
, д g g . |
Икр |
|
|
1,408х |
|
|
|
|
|
D 2v |
|
|
Величина критического испарения будет различна для разных почвенно-географических зон, разных гидрогеологи ческих условий.
б. К рит ическая гл уби н а за л ега н и я грунтовых вод.
Анализ физического механизма процессов солепереноса
впочвах и грунтовых водах позволяет сделать вывод, что
вмелиорации следует пользоваться двумя понятиями кри
тической глубины: 1) к р и т и ч е с к а я г л у б и н а и с п а р е н и я , при которой испарение грунтовых вод практиче ски равно нулю; 2) к р и т и ч е с к а я г л у б и н а з а с о л е н и я , та минимально возможная глубина уровня грунто вых вод, при которой максимальная концентрация солей в почве при данных природных условиях не превышает поро га токсичности солей для данной культуры. Критическая
69
глубина испарения может быть найдена по эксперименталь ной кривой, отражающей интенсивность испарения от глу бины залегания грунтовых вод, т. е. функцию д(А). Сопо ставление кривых q(А), которые были получены исследова телями для различных природных условий (Керзум, 1957; Крылов, 1959), показало, что эти кривые аналитически можно представить в виде зависимости
_д? |
(II.3.4) |
q(A) = q0e “ . |
Здесь д0— максимальная величина суммарного испарения (эвапотранспирация) с единицы площади поля, определенная в данном районе. В первом приближении до можно прини мать как величину испарения с открытой водной поверх ности.
Рис. 6. Зависимость скорости испарения от глубины залегания грунтовых вод.
Для поливных районов Средней Азии и юга Казахстана величина п изменяется приблизительно в пределах от 1 до 3, а а от 5 до 30 и зависят от физических свойств почв и типа культур.
Кривая, показывающая зависимость д(Д) и представ ленная на рис. 6, приближенно описывается уравнением
_Д!
д(Д)=д0е 5.
Если принять, что 1% от максимально определенного в
70