Материал: GOSY-1_vmeste

3.Теплопроводность – св-во почв передавать энергию путем теплового взаимодействия соприкасающихся между собой тв, жидких и газообразных частиц. Оценивается коэфф-том тепло-проводности - эмпирическая величина, характерная для каждой почвенной разности и каждого генетического гор-та. Т.к. теплопроводность составных частей почвы колеблется в широких пределах, коэфф-т теплопроводности их - интегральная, динамичная величина. Наименьшую теплопроводность имеет почв.воздух, наибольшую - минер частицы. Компактные, плотные почвы имеют большую теплопроводность, чем рыхлые, хорошо оструктуренные. Накопление значительного кол-ва орг в-ва в пов-ных гор-тах препятствует передвижению теплоты, поэтому сильно заторфованные почвы северных широт способствуют подъему уровня вечной мерзлоты и продвижению ее в более южные широты. Мероприятия, направленные на регулирование температурного режима почв (снегозадержание, мульчирование), снижают теплопроводность и предохраняют посевы от вымерзания.

Коэфф-т теплопроводности (λ) почв увеличивается по мере их увлажнения, т.к. теплопроводность воздуха в 30 раз < воды и подчиняется з-ну насыщения: λ=aе^bW+C, а,b,с - эмпирические коэфф-ты, различные для разных типов почв; W- влажность почв, %; е - основание натурального логарифма.

Рост теплопроводности с увлажнением почв особенно заметен в диапазоне низкого влагосодержания. По мере увеличения сод-я воды, нарастание λ снижается и в диапазоне влажности, соответствующей общей влагоемкости, изменяется мало. Этот факт очень важен для создания орt температурного режима, т.к. сухие пов-ные слои почв южных территорий страны (t пов-ти южных черноземов летом в полуденные часы достигает 40-50°С, пов-ть песков в Каракумах – 70-80°С) - своеобразный экран, предохраняющий внутренние слои почвы от перегрева.

Интенсивность изменения t почв характеризуется коэфф-том температуропроводности, частным от деления коэфф-та теплопроводности на объемную теплоемкость: k=λ/Сv или k=λ/Сρ. Представляет собой изменение t 1 см³ почвы, вызванное поступлением в него некоторого кол-ва теплоты, протекающего за 1 с через поперечное сечение 1 см² при градиенте t 1°/1 см, и выражается в см²/с.

Температуропроводность зависит от стр-ры и сложения почв и определяет глубину суточных и годовых колебаний t в них.

Теплоусвояемость почвы (β) характеризует степень аккумуляции теплоты почвой, находится расчетным путем по ф-ле (Чудновский): β =(λСv)^0,5

Тепловой баланс почвы

В почве постоянно существуют градиенты t, поэтому всегда идет теплообмен как с атмосферой, так и с нижележащими слоями. Летом и днем температурный поток направлен в глубь почвенного профиля, осуществляется нагревание почв; зимой и ночью - к пов-ти - охлаждение. Совокупность всех видов поступления и расхода теплоты в почвах в их кол-ом выражении за определенный промежуток времени записывается в форме ур-ния теплового баланса, общий вид: A=B+F, А - теплообмен почвы с деятельной пов-тью по вертикали; F - теплообмен с окружающим простр-вом по горизонтали; В - алгебраическая сумма изменения теплосодержания за данный период времени и затрат теплоты на фазовые переходы. Т.к. для среднего многолетнего периода приход и расход теплоты в почве равны между собой, F можно пренебречь => А=В.

Тепловой баланс собственно почв можно рассчитывать лишь на полях, не занятых растит-тью. На естественных ценозах и полях, занятых с/х культурами, определяют тепловой баланс деятельной пов-ти, под которой понимается пов-ть, где происходит трансформация лучистой энергии солнца.

Ур-ние теплового баланса деятельной пов-ти: R=LE+G+A, R - радиационный баланс, т.е. сумма поступающей к пов-ти почв солнечной энергии - прямая, рассеянная и длинноволновая радиация - и оттекающей- отраженная и излученная; LE - затраты теплоты на эвапотранспирацию (L - скрытая теплота испарения; Е - интенсивность эвапотранспирации); G - затраты теплоты на турбулентный обмен в атмосфере; А - теплообмен между деятельной пов-тью и нижележащими слоями.

Баланс считается положительным, если он характеризует приход теплоты к деятельной пов-ти, при

этом все остальные величины характеризуют расход теплоты. Радиационный баланс имеет суточный и годовой ход. Наибольшая часть поступающей в экосистему энергии расходуется на транспирацию и испарение воды из почвы. Кроме постоянно действующих статей теплового баланса сущ-ют статьи, эпизодически действующие: t осадков или поливных вод отличается от t пов-ти почв и вносит коррективы в балансовые расчеты. Так же изменяют хар-р распределения эл-тов теплового баланса фазовые переходы (испарение, замерзание воды, растворение, дегазация и сорбция газов).

В вегетационном цикле изменения эл-тов теплового баланса максимальная доля энергии приходится на поток теплоты в почву (А) и на затраты на эвапотранспирацию (LE).

РАДИОАКТИВНОСТЬ ПОЧВ

обусловлена присутствием в них широкого набора радиоактивных элементов естественного и антропогенного происхождения.

Она выражается количеством ядерных превращений (распадов) в единицу времени. В качестве единицы измерения количества радиоактивности применяется в системе СИ—беккерель (1 Бк = 1 распад/с) или используется специальная единица активности — кюри (1 Ки = 3,7•10¹⁰ Бк).

Основная часть радиоактивности почв связана с естественными радиоактивными элементами (ЕРЭ), которые подразделяются на 2 группы:

• первичные (т. е. перешедшие в почву из почвообразующей породы или с геохимическим потоком) и

• космогенные — попадающие в почву из атмосферы, где они возникают в результате взаимодействия космического излучения с ядрами стабильных элементов. Среднемировые значения концентраций ЕРЭ в почвах создают активность около 1000 Бк/кг (25•10^-9 Ки/кг), но сами концентрации варьируют в очень широких пределах (не менее чем в 100 раз) в зависимости от содержания ЕРЭ в почвообразующих породах.

Естественные радиоактивные изотопы в почвах

Значительная часть естественной радиоактивности почв связана с радиоизотопами (радионуклидами) тяжелых элементов с порядковыми номерами z » 82, которые образуют три радиоактивных семейства —

1. урана (родоначальник 238U; период полураспада T_1/2=4,5•10⁹ лет),

2. актиния (родоначальник 235U; T_1/2=7,1•10⁸ лет) и

3. тория (родоначальник 232Th; T_1/2=1,4× ×10¹⁰ лет)

Эти семейства включают соответственно 17, 14 и 12 радиоактивных изотопов, распадающихся в основном с испусканием альфа-частиц (ядер гелия); некоторые из членов семейств относятся к бета- и гамма-излучателям.

Конечные продукты распада в этих трех семействах представлены стабильными изотопами свинца — 20бРЬ; 207Pb; 208Pb.

В ненарушенных горных породах в каждом радиоактивном семействе наблюдается состояние радиоактивного равновесия, при котором количество радиоактивности каждого члена данного семейства одинаково. В почвах радиоактивное равновесие нарушено вследствие разной миграционной подвижности различных элементов, образующих радиоактивные семейства. В частности, в каждом из семейств одним из промежуточных продуктов распада является газообразный радон, значительная часть которого может улетучиваться из почвы в атмосферу.

Уран. Природный уран состоит из изотопов ²³⁴U (0,0058%), ²³⁵U (0,71%) и ²³⁸U (99,28%). Уран входит в состав многих горных пород и постоянно присутствует в почвах. Особенно высоко его содержание в фосфатных породах (до 1,2•10^-4 г/г), что определяет высокую концентрацию урана в фосфорных удобрениях и в почвах, формирующихся на богатых фосфатами породах.

Радий. Из промежуточных продуктов распада 238U следует выделить присутствующий в почвах в следовых (по массе) количествах 226Ra (T_1/2=1600 лет), который относится к группе щелочно-земельных элементов, т. е. является химическим аналогом элементов-биофилов Са и Mg.

Торий. Содержание тория в горных породах варьирует более чем в 10 раз (табл. 41). Сам торий химически относительно мало подвижен в почвах и в системе почва — растения, но этот элемент представляет интерес при изучении радиоактивности почвы, если рассматривать его совместно с дочерними продуктами распада.

Актиниды — торий и уран сходны по многим химическим свойствам, например по размерам ионов. Поэтому они приурочены к одним и тем же родственным минералам. По меньшей мере 2/з урана и тория в литосфере содержится в виде минеральных зерен с размерами в несколько десятков микрометров в таких минералах, как циркон ZrSiO₄ и монацит (в основном СеРO₄). Эти минералы отличаются повышенной устойчивостью к процессам выветривания и могут относительно накапливаться в продуктах выветривания горных пород и почвах.

Калий-40 и рубидий-87. Существенный вклад (до 50%) в естественную радиоактивность почв вносят долгоживущий радиоактивный изотоп ⁴⁰К (T_1/2=1,3•10⁹ лет), распадающийся с испусканием бета-частиц и гамма-излучения, и, отчасти, 87Rb (T_1/2= =5•10¹⁰ лет), не являющиеся членами радиоактивных семейств. Концентрацию 40К в почвах легко определить, если известно содержание в них общего калия (⁴⁰К составляет 0,0119% общей массы калия); кларковое содержание этого радиоизотопа в литосфере составляет 3•10^-6 г/г. Рубидий-87 наиболее распространен в литосфере из всех природных радиоактивных ядер (кларк равен 75•10^-6 г/г). Однако вследствие большого периода полураспада и наличия только бета-излучения его вклад в суммарную радиоактивность мал.

Углерод-14 и тритий — космогенные радиоизотопы. Из сравнительно короткоживущих естественных радиоизотопов, присутствующих в почвах, интерес для почвоведения представляют радиоуглерод 14C(T_1/2 = 5760 лет) и тритий — сверхтяжелый изотоп водорода (T_1/2 = 12,3 лет), образующиеся в атмосфере при взаимодействии нейтронов космического излучения с ядрами азота (¹⁴N) и поступающие в почву из атмосферы, благодаря чему их содержание поддерживается примерно на постоянном уровне.

Концентрация основных естественных радиоизотопов в почвообразующих породах

Распределение ЕРЭ в почвах

Есть корреляция между содержанием долгоживущих ЕРЭ в почвах (табл. 42) и почвообразующих горных породах (табл. 41). В наиболее распространенных породах литосферы— гранитах и глинах — содержится (11 — 18)•10^-6 г/г Th, 75•10^-6 г/г⁸⁷Rb, 3•10^-6г/г⁴⁰K, (3—4)•10^-6 г/г U И 10^-12г/г Ra. Эти концентрации близки к кларковым значениям для всей доступной части литосферы, поскольку распространенность других горных пород сравнительно мала.

Другой важный фактор, от которого зависит содержание ЕРЭ в почвах, — степень изменения материнской горной породы в процессе почвообразования. Например, в почвах, образованных на элювии карбонатных пород, концентрация ЕРЭ в несколько раз выше, чем в почвообразующих породах: выветривание карбонатов в процессе почвообразования приводит к относительному накоплению ЕРЭ в почвах. Еще более выраженное несоответствие между содержанием ЕРЭ в почвах и породах наблюдается в тех случаях, когда почвы по составу резко отличаются от подстилающих пород, например торфянистые почвы.