4.2 Исследование и расчет основных параметров влагопереноса

При локальном капельном орошении и подаче единичной капельницей оросительной воды в ненасыщенную почву образуется контур увлажнения, форма и размеры которого зависят от водно-физических свойств почв, интенсивности и времени водоподачи. Размеры горизонтальной площади контура увлажнения, его наибольший диаметр и радиус ограничиваются капиллярными свойствами почв, их влагопроводимостью.

Исследования, проведенные на южных карбонатных тяжелосуглинистых черноземах, заправленных перегноем в соотношении 1:4, показали, что при подаче оросительной воды капельницей на поверхность почвы с расходом 4-6 л/ч лужиц не образуется, а следовательно, водоподача не превышает впитывающей способности почвы. В начале опыта средняя скорость (1-я минута) бокового капиллярного растекания воды при точечном капельном увлажнении достигала V=60 мм/мин и практически не завысила от расхода капельниц 4-6 л/ч. При подаче воды с таким расходом скорость бокового капиллярного растекания резко уменьшалась и уже через 45 минут составляла 7 мм/мин. В конце опыта через 5 часов продвижение влаги по почвенным капиллярам в горизонтальной плоскости составляло не более 0,07, 0,08, 0,09 мм/мин. Скорость бокового капиллярного растекания влаги в ненасыщенных грунтах можно привести к размерности скорости фильтрации (коэффициента фильтрации) V (м/сут)=К (мм/мин)*1,44, что дает возможность рассматривать его как скорость (коэффициент) влагопроводности, который используется для решения задач влагопереноса.

Теоретические кривые, описывающие зависимость величины скоростей бокового капиллярного растекания от времени при различных расходах весьма близки друг к другу, благодаря чему можно с достаточной достоверностью заключить, что они пригодны для расчетов влагопереноса в любом диапазоне расходов капельниц, не превышающих впитывающей способности почв, при безнапорном капельном поступлении воды на их поверхность.

Точность решения задачи о передвижении влаги в почвогрунтах во многом зависит от заданных параметров влагопереноса, которые отражают физические характеристики исследуемого почвенного слоя. Сложность рассматриваемой задачи, в значительной степени, обусловлена необходимостью раскрытия зависимостей капиллярного потенциала, коэффициента влагопроводимости k(W), коэффициента диффузивности D(W) от влажности почвы. Эти зависимости, как правило, сложны и до сих пор являются темой для исследований. Функции обычно определяются экспериментальным путем. Однако, наряду с опытным определением параметров влагопереноса, возможно использование для их расчетов различных аппроксимирующих зависимостей от водно-физических свойств почвогрунтов. Использование такого подхода возможно в связи с тем, что параметры уравнения передвижения влага имеют определенный физический смысл и тесно связаны с основными водно-физическими характеристиками почвогрунтов: пористостью, влажностью, максимальной гигроскопичностью, коэффициентом фильтрации и другими.

Одним из параметров, определяющих движение почвенной влаги, является коэффициент влагопроводимости, который в значительной степени зависит от влажности почвы. При полном насыщении он соответствует коэффициенту фильтрации эмпирическому параметру, интегрально отражаю­щему свойства жидкости и почвы. Как известно, применение закона Дарси для ненасыщенного потока возможно, но требует некоторых допущений и поправок. Одним из таких допущений является условие, при котором влагопроводимость почвы рассматривается не как константа, а как функция объемного влагосодержания.

Все модели влагопроводимости почвы условно можно разделить на теоретические, полуэмпирические и эмпирические [29].

Теоретические модели представляют собой различные зависимости, основанные на законах движения жидкости в капиллярно-пористых телах. К этой группе моделей относятся зависимости, позволяющие определить влагопроводимость по ранее рассчитанной основной гидрофизической характеристике почвы.

В отличие от теоретических моделей, полуэмпирические модели основаны на теоретических предпосылках и представляют собой простые эмпирические зависимости, аппроксимирующие более сложные теоретические уравнения. Наиболее распространенной полуэмпирической моделью является формула С.Ф. Аверьянова [1], описывающая зависимость коэффициента влагопроводимости от степени насыщения почвы влагой степенной функцией:

- коэффициент фильтрации; W-объемная влажность почвы; W*— связанная влага, т.е. влажность при которой начинается интенсив­ное движение воды в жидкой фазе, по А.Ф. Лебедеву это будет максимальная молекулярная влагоемкость (ММВ); m - скважность, пористость почвы или полная влагоемкость.

Предложенная зависимость получила дальнейшее развитие в ряде работ. Причем модификации этой модели касались гидрологических констант, входящих в зависимость и показателя степени до n=5, при этом зависимость принимает вид:

K(W) = (10)

где Кф- коэффициент фильтрации;

W_M— максимальная гигроскопичность;

m - скважность.

Последняя группа моделей - это эмпирические модели, которые представляют собой простые эмпирические формулы, аппроксимирующие экспериментальные кривые влагопроводимости почвы. Примером эмпири­ческих моделей может служить регрессионная - зависимость коэффициента влагопроводимости от гранулометрического состава почвы.

Таким образом, существуют различные модели влагопроводимости почвы, которые имеют свои достоинства и недостатки. Выбор модели в общем случае должен быть обусловлен не столько интерполяционными свойствами той или иной-зависимости, сколько постановкой и масштабом решаемой задачи. В нашей работе коэффициент влагопроводимости определялся формулой предложенной Аверьяновым [1].

Для определения зависимости коэффициентов диффузивности D(W) и влагопроводности k(W) от влажности почвы существуют два разных подхода. Первый подход опирается на различные физические модели пористой среды и связан с конкретным их видом. Основа второго подхода - это решение феноменологического уравнения влагопереноса, из которого определяются необходимые параметры (коэффициенты диффузивности и влагопровод­ности). Решаемые при этом задачи называются обратными (или инверсными). Конкретные функциональные зависимости приведены в работах [1, 24 и др.].

Общая теория решения обратных задач пока не разработана. Известно сравнительно небольшое число методов, опирающихся на приближенные решения нелинейных краевых задач. Однако, эти методы не универсальны, их применение ограничено условием слабой нелинейности характеристик от влажности, для них нет строгих оценок погрешностей и т.п. Значительный вклад в использование теории обратных задач для нахождения параметров влагопереноса внес А.А. Алексашенко [6,8,9], который ре­комендует определять коэффициенты диффузивности и влагопереноса методами непосредственного интегрирования точек перегиба, «модельных решений», а также методом, использующим линеаризованные, упрощенные решения. При этом исходными данными для расчета коэффициентов служат профили влажности, полученные в полевых или лабораторных исследованиях. Недостатком рассматриваемого метода является то, что полученные коэффициенты являются, по существу, функцией математи­ческой модели и не могут быть использованы в другой модели, а не в той, из которой они были получены.

Параметром, определяющим движение влаги в почве и характеризующим энергию связи воды с твердой фазой почвы, является всасывающее давление, которое зависит от влажности почвы W. Вследствие явления гистерезиса рассматриваемая зависимость не является однозначной. Форма кривой определяется распределением влаги в почвенной толще и геометрией порового пространства. До настоящего времени еще не получено строгого теоретического обоснования, поэтому она часто определяется экспериментальным путем. Традиционные методы определения зависимости у от W: тензиометрический, криоскопический, а также метод мембранных и пластинных прессов, блоков электрических сопротивлений и центрифугирования. Точность этих методов зависит во многом от температуры, концентрации почвенного раствора, содержания в почве легкорастворимых солей и др. В диапазоне высокой влажности почвы для измерения всасывающего давления в натуральных условиях в настоящее время наиболее широкое распространение получили тензиометры различных конструкций.

Неоднородность сложения почвогрунта учитывалась путем изменения значений коэффициента диффузивности D(W), а следовательно, и его параметров Β, D₀ в указанных направлениях. Значения коэффициента диффузивности следует изменять в зависимости от рассмотрения законов передвижения влаги в горизонтальном направлении или вертикально вниз. При этом водно-физические характеристики почвы усреднялись, учитывая свойства и мощность тех слоев, в которых происходит влагоперенос.

Таблица 1. - Основные водно-физические свойства почв и расчетные значения капиллярного давления

Мощность горизонта, м	Скважность, % от объема почвы	Полная влагоемкость, % от веса	Максимальная влагоемкость, % от веса	Наименьшая влагоемкость, % от веса	Максимальная молекулярная влагоемкость		Капиллярное давление, м
					% от веса почвы	% от НВ
0-0,1	68,49	46,78	10,56	31,26	16,37	52,4	3,21
0,1-0,2	66,67	45,54	10,54	29,71	16,34	55,0	3,18
0,2-0,3	63,67	42,21	10,06	28,05	15,59	55,6	3,18
0,3-0,4	54,86	36,37	9,43	26,34	14,62	55,5	3,44
0,4-0,5	53,26	31,32	9,41	25,73	16,59	57,5	3,38
0,5-0,6	52,67	30,97	9,38	25,37	14,54	59,0	3,38
0,6-0,7	52,09	30,63	9,27	24,64	14,37	58,3	3,12
0,7-0,8	51,33	29,67	9,26	24,30	14,35	59,3	3,11
0,8-0,9	50,94	29,44	9,11	24,20	14,12	58,3	3,12
0,9-1,0	50,75	29,33	9,09	24,17	14,09	58,2	3,12

Таблица 2. - Осредненные значения показателей для расчетов параметров Β, D_0.

Направление влагопереноса	Плотность с ненарушенной структурой, г/	Скважность, % веса	Полная влагоемкость, % веса	Максимальная влагоемкость, % веса	Капиллярное давление, м.
Горизонтальное	1,08	66,29	44,78	16,17	3,19
Вертикально вниз	1,13	56,47	35,2	14,9	3,22

С учетом этого нами были определены параметры Do, в зависимости от

значения предполивной влажности, а по формуле Гарднера и значения

коэффициента диффузивности D(W).

Таблица 3. - Значения Β, D_0, D(W) при различной начальной влажности почвы.

Начальная влажность	Направление влагопереноса
	Горизонтальное				Вертикально вниз
	D0	Β	D(W)	D0		Β	D(W)
60%НВ =	0,0062	28,6	0,0129	0,0011		22,8	0,0108
70%НВ =	0,0081	20,1	0,0133	0,013		15,6	0,0113
80%НВ =	0,073	15,4	0,0138	0,066		11,8	0,0113

Для графического изображения зависимостей параметра В и коэффициента диффузивности D₀ от начальной влажности W₀ составляющей 60%НВ, 70%НВ, 80%НВ, наименьшая влагоемкость также осреднялась по слою почвы 0-90 см, где в основном происходит влагоперенос, что составило 27,4% массы сухих почв, а затем производился перевод этих значений в объем влажность.

Анализ графиков зависимостей параметров В, от влажности показывает, что изменения коэффициента диффузивности D₀ в зависимости от влажности почвы носит возрастающий характер, аналогичный изменению влагопроводимости.

Рисунок 1. - Зависимость параметра почвогрунта от влажности

В отличие от коэффициента диффузивности, значение параметра В по мере увеличения влажности уменьшается. Такая зависимость объясняется тем, что с увеличением влажности сила всасывания воды почвой падает.