هیدروژئولوژی و هیدرولوژی

هدايت هيدروليکى
مقدار جريان ياسرعت جريان آب از يک نقطه به نقطه ديگر متناسب با اختلاف پتانسيل است.اختلاف پتانسيل نسبت به فاصله نيز برابر با شيب هيدروليکى است که معادلاست با تغييرات پتانسيل کل نسبت به فاصله بين دو نقطه. شيب هيدروليکى بيننقطه ۱ و ۲ را مىتوان بهصورت زير توصيف کرد:

dΦ / ds = ( Φ۱-Φ۲ ) / ( S۱-S۲ )

کهds فاصله بين نقاط ۱و ۲ مىباشد. همچنين در صورتى که اختلاف پتانسيل اسمزىناچيز باشد و بتوان از آن صرفنظر کرد به جاى پتانسيل کل مىتوان پتانسيلهيدروليکى يا h را بکار برد. بنابر اين شيب هيدروليکى (dh/ds) برابر استبا:

dh / ds = (h۱-h۲) / ( S۱-S۲ )

چنانچه V سرعت جريان آب در خاک باشد اين سرعت متناسب با گراديان هيدروليکى است و ضريب تناسب عدد ثابت آن مىباشد:

V = -K ( dh / ds )
مقدارK را ضريب هدايت هيدروليکى مىناميم. ملاحظه شود که جلوى K علامت منفىگذاشته شده است اين علامت نقشى در مقدار سرعت ندارد و فقط از نظر تعيينجهت جريان است. مثلاً اگر هميشه نقطه ۱ سمت راست و نقطه ۲سمت چپ انتخابشود چنانچه با در نظر گرفتن علامت در جلو معادله نتيجه عدد مثبتى شد جرياناز سمت چپ به راست و اگر عدد منفى بدست آمد جريان از راست به چپ خواهدبود.

توجه داشته باشيد که سرعت محاسبه شده با فرمول فوق سرعتظاهرى است و سرعت واقعى آب که از منافذ بين ذرات خاک صورت مىگيرد بهمراتب بيشتر از مقدار فوق است. زيرا آب فقط از داخل خلل و فرج عبورمىکند. چنانچه تخلخل خاک n باشد سرعت واقعى آب يا به اصطلاحى سرعت منفذى(Vp) عبارت است از:

Vp = V / n

در طراحىآبيارى سروکار ما با سرعت ظاهرى حرکت آب است، اما در بررسى انتقال موادشيميايى در خاک و يا برخى مسائل زهکشى مىبايست سرعت منفذى نيز در نظرگرفته شود.

براى اندازهگيرى ضريب هدايت هيدروليکى يا درآزمايشگاه از نمونههاى دست نخورده خاک استفاده مىشود و يا در مزرعه ازچاهکهاى کمعمق استفاده مىشود.

نفوذ

اندازهگیری نفوذ

معادلههای نفوذ

ازديگر خصوصيات فيزيکى خاک نفوذ آب به داخل خاک مىباشد. نفوذ بر حسب تعريفعبارت از وارد شدن آب از سطح زمين به داخل خاک است. سرعت وارد شدن آب بهخاک يا به عبارت ديگر سرعت نفوذ از پارامترهاى بسيار مهم در طراحى آبيارىاست. در واقع نوع سيستم آبيارى که براى يک منطقه برگزيده مىشود بر اساسخصوصيات نفوذ آب به داخل خاک است.

بنابر اين سرعت نفوذ آب بهداخل خاک را بايد مهمترين پارامتر فيزيک خاک دانست که در طراحى سيستمآبيارى بايد در نظر گرفته شود. چنانچه مقدار نفوذ تجمعى آب به داخل خاک رابررسى کنيم مشاهده مىشود. که نفوذ ابتدا بسيار سريع انجام مىشود بهطورىکه منحنى تغييرات نفوذ تجمعى نسبت به زمان شکلى مشابه (منحنىهاى نفوذبراى انواع مختلف خاکها) که در آن منحنى نفوذ براى تعدادى از انواعخاکها مختلف کشاورزى رسم شده است خواهد داشت. در اين شکل مشاهده مىشودکه براى خاکسيلت لوم مقدار آب نفوذ يافته در خاک نسبت به زمان از شروعنفوذ تا دقيقه ۱۰۰ به طور پيوسته افزايش مىيابد ولى براى يک خاک رسى تا۱۰ دقيقه اول مقدار نفوذ افزايش اما بعد از آن آب قابل توجهى به زمين نفوذنمىکند. با اين وجود منحنىهاى نفوذ تجمعى آب به خاک در تمام خاکها ازيک شکل کلى تبعيت مىکنند. چنانچه عمق آب نفوذ يافته را با حرف i و زمانرا با حرف t نشان دهيم سرعت نفوذ (di/dt) که همان شيب منحنى نفوذ تجمعىباشد نسبت به زمان بطور مرتب کاهش پيدا مىکند. يعنى بهتدريج که آب درخاک نفوذ مىکند از سرعت نفوذ کاسته مىشود.

سرعت نفوذ لحظهاي،را نبايد با متوسط سرعت نفوذ اشتباه کرد. اگر مقدار عمق آب نفوذ يافته درلحظه t0 برابر i0 و در لحظه t برابر it باشد متوسط سرعت نفوذ برابر استبا:

متوسط سرعت نفوذ = it-i0 / t-t0

اما سرعتنفوذ لحظهاى برابر است با متوسط سرعت نفوذ در صورتى که t-t0 به سمت صفرميل کند، بنابر اين سه نمايه تعريف شده براى نفوذ عبارتند از:

سرعت نفوذ لحظهاى = di / dt

متوسط سرعت نفوذ = it-i0 / t-t0

نفوذ تجمعى از لحظه صفر تا زمانt =it

مفاهيمسرعت نفوذ لحظهاي، متوسط سرعت نفوذ، و نفوذ تجمعى و تغييرات آنها نسبت بهزمان در شکل تيپ منحنىهاى سرعت متوسط و سرعت لحظهاى نفود و نفوذ تجمعىنشان داده شده است. سرعت نفوذ آب به داخل خاک به درصد رطوبت اوليه خاک نيزبستگى دارد اين موضوع در شکل تيپ منحنىهاى سرعت متوسط و سرعت لحظهاىنفود و نفوذ تجمعى نشان داده شده است. در اين شکل سرعت نفوذ نسبت به زمانبراى يک نوع خاک با ۶ رطوبت اوليه نشان داده شده است. همانطور که مشاهدهمىشود، هر چه رطوبت اوليه خاک بيشتر باشد سرعت نهايى نفوذ آب به داخل خاککاهش مىيابد. اين موضوع نشان مىدهد که هنگامى که بارندگى روى خاک مرطوبمىبارد ميزان رواناب سطحى زيادتر از حالتى است که خاک در ابتدا خشک بودهاست. همين مفهوم اساس ارائه روش جديدى براى آبيارى نيز گرديده که بنامآبيارى موجى (Surge Irrigation) معروف شده است. در آبيارى موجى از اين اصلاستفاده شده است که در هر موج (سيکل) آب روى زمين خيس شده حرکت مىکند تابه دليل پايين بودن شدت نفوذ آب با سرعت بيشترى به جلو رفته و لذايکنواختى نفوذ در طول شيار بيشتر گردد.

اندازهگيرى نفوذ

نفوذآب به داخل خاک را مىتوان به روشهاى مختلفى اندازهگيرى کرد، انتخاب روشبسته به اين است که بخواهيم چه سيستمى از آبيارى را پياده کنيم. مثلاً اگرقرار باشد نفوذپذيرى را براى طراحى سيستم آبيارى بارانى تعيين نمائيم روشىرا که برمىگزينيم متفاوت از حالتى خواهد بود که بخواهيم سيستم آبيارىکرتى يا نوارى را پياده کنيم. دليل اين امر آن است که سيستمهاى مختلفآبيارى سطح زمين را به حالتهاى گوناگون تغيير مىدهند و تغيير سطح زمينبه مقدار قابل توجهى بر نفوذ آب مؤثر خواهد بود. در هر حال صرفنظر از نوعروش مىبايست اندازهگيرى نفوذ در مزرعه انجام شود زيرا اندازهگيرىهاىآزمايشگاهى نتايج قابل اعتمادى را بهدست نمىدهند.

درآبيارى نواري، و گاهى اوقات آبيارى جوى پشتهاي، معمولاً از حلقههاى سادهيا مضاعف استفاده مىشود. اين حلقهها به حلقههاى نفوذ معروف مىباشند.در هر دو حالت عمق آب نفوذيافته نسبت به زمان اندازهگيرى مىشود تا براساس آن بتوان ضرايب معادله کوستياکوف يا فيليپ را بهدست آورد. سپس مطابقمثالى که در زير آورده مىشود نفوذپذيرى خاک سنجيده مىشود. براى آنکه اثرنفوذ جانبى آب و شرايط مرزى را به حداقل برسانيم توصيه مىشود بهجاى يکحلقه ساده از حلقههاى مضاعف استفاده شود تا فشار آب در حدفاصل دو حلقهباعث شود که نفوذ آب در حلقه داخلى بهطور عمودى صورت گيرد. براى ايناندازهگيرى معمولاً ۱۵ تا ۶۰ دقيقه وقت لازم است.

معادلههاى نفوذ

معادله کوستیاکوف (Kostiakov)

معادله فیلیپ (Philip)

معادله سازمان حفاظت خاک آمریکا (Soil Conservation Service)

براىآنکه پديده نفوذ بهصورت نظرى توصيف شود معادلهاى مختلفى ارائه شده است.تعداد اين معادلهها نسبتاً زياد است. که پارهاى از آنها بسيار پيچيدهمىباشند بهطورى که حل آنها بدون استفاده از ماشينهاى محاسب عملى نيستاما تعدادى معادله ساده نيز توسط متخصصان ارائه شده است.

معادله کوستياکوف (Kostiakov)

معادلهکوستياکوف (Kostiakov) يکى از اولين معادلههايى که براى توصيف نغوذ آب بهداخل خاک ارائه شده است معادله کوستياکوف مىباشد. اين معادله بهشرح زيراست:

(معادله ۷): i=c(t)a

i = عمق آب نفوذ يافته (سانتىمتر، cm) از شروع نفوذ
t = زمان نفوذ (از شروع)، دقيقه، min
α,c = ضرايب تجربى که به نوع خاک بستگى دارند

معادله کوستياکوف براى دورههاى زمانى کوتاه نتايج رضايتبخشى بهدست مىدهد.

منظوراز زمان کوتاه يعنى حدود چند ساعت که چون در سيستمهاى آبيارى سروکار باحدود همين چند ساعت است لذا اين معادله در طراحى سيستم آبيارى کاربردزيادى دارد. در واقع معادله کوستياکوف فقط تا زمانى صادق است که سرعت نفوذآب در خاک معادل ضريب آبگذرى اشباع خاک (هدايت هيدروليکي) نشده و هنوز درمراحل ابتدائى نفوذ آب در خاک هستيم.

معادله فيليپ (Philip)

معادله فيليپ (Philip) معادله ديگرى که تا اندازهاى پيچيدهتر است معادله فيليپ مىباشد. اين معادله بهصورت زير است:

(معادله ۸): i=Sp(t)0.5+Ap(t)

i = عمق آب نفوذ يافته از شروع نفوذ، cm
t = زمان نفوذ (از شروع)، min
Sp = ضريب ثابت مربوط به جذب آب، cm/(min)0.5
Ap = ضريب ثابت مربوط به آبگذري، cm/min

دراوايل فرآيند نفوذ ضريب ثابت جذب آب غالب است ولى در اواخر نفوذ ضريب ثابتآبگذرى غالب مىشود. ضريب ثابت آبگذرى تقريباً مساوى ضريب هدايتهيدروليکى خاک است. تجربه نشان داده است که معادله قيليپ براى دورههاىطولانىتر يعنى بيشتر از چند ساعت نتايج بهترى بهدست مىدهد. بهعبارتديگر معادله فيليپ بر اين اصل استوار است که نفوذ تحتتاثير مشترک شيب مکشکاسته شده و نفوذ عمدتاً در اثر ثقل انجام مىشود. زيرا اختلاف پتانسيلبين خاک خشک و خاک اشباع سطحى بر فاصله بيشترى تقسيم مىشود و مقدار آن بهسمت صفر ميل مىکند و در نهايت شدت جريان با هدايت هيدروليکى خاک برابرمىگردد.

معادله سازمان حفاظت خاک آمريکا (Soil Conservation Service)

معادلهسازمان حفاظت خاک آمريکا (Soil Conservation Service) کارشناسان سازمانحفاظت خاک آمريکا بر اساس معادله کوستياکوف آزمايشهاى زيادى در مزارعانجام دادند که نهايتاً منجر به روشى در محاسبه نفوذ گرديد که به معادلهسازمان حفاظت خاک (SCS) معروف است. اين معادله عبارت است از:

(معادله ۹): i=a(t)b+c
بهطورىکهمشاهده مىشود اين معادله تقريباً مشابه معادله کوستياکوف مىباشد با اينتفاوت که ضريب c به آن اضافه شده است. در اين معادله i و t به ترتيب نفوذتجمعى و زمان مىباشند که a مىتواند برحسب اينچ يا سانتىمتر توصيف شود.ضرايب a و b مربوط به نوع خاک مىباشند. البته a بسته به اينکه مقدار نفوذبرحسب اينچ يا سانتىمتر محاسبه شود متفاوت است اما b فقط بستگى به نوعخاک دارد. سازمان SCS مطابق شکل منحنىهاى شمارهدار نفوذ تجمعى با روشSCS تعدادى منحنىهاى شمارهدار که رابطه لگاريتمى نفوذ تجمعى و زمان براىخاکهاى مختلف است ارائه داده است.

براى پيدا کردن ضرايبمعادل SCS ابتدا بايد نتايج آزمايشات صحرائى را روى اين نمودار آورد تامشخص شود که نتايج بهدست آمده با کداميک از اين منحنىها بيشترين مطابقترا دارد.

به اين ترتيب که در صحرا مقدار نفوذ تجمعى نسبت به زماناندازهگيرى و سپس نقاط بهدست آمده روى شکل منحنىهاى شمارهدار نفوذتجمعى با روش SCS برده مىشود تا شماره منحنى نفوذ بهدست آيد. حال باداشتن شماره منحنى از روى جدول پارامترهاى محاسبه نفوذ تجمعى با روش SCSمىتوان مقادير a و b را بهدست آورد. توجه داشته باشيد که در اين نمودارزمان بر حسب دقيقه و مقدار نفوذ بر حسب اينچ بوده و اگر اندازهگيرى نفوذبر اساس واحدهاى ديگرى باشد لازم است ابتدا آنها را به اين واحدها تبديلنماييد.

منحنىهاى شمارهدار نفوذ تجمعى با روش SCS

معادلهi=a(t)b+c مىتواند هم در سيستم انگليسى و هم در سيستم متريک بهکار بردهشود. در سيستم متريک i بر حسب سانتىمتر و در سيستم انگليسى بر حسب اينچدر نظر گرفته مىشود.

در هر دو سيستم t بر حسب دقيقه است.اما بسته به اينکه بخواهيم فرمول در کدام سيستم باشد مىبايست ضرايب a و cرا متناسب با نوع سيستم واحدها انتخاب نمود. پس از اين که مشخص شددادههاى تجربى با کدام يک از منحنىها مطابقت دارد شماره آن منحنى از روىشکل منحنىهاى شمارهدار نفوذ براى استفاده در روش SCS يادداشت مىشود وسپس از جدول پارامترهاى محاسبه نفوذ تجمعى با روش SCS مقدار a (بسته بهاينکه بخواهيم i بر حسب سانتىمتر يا اينچ باشد) از ستون اول يا دوم ومقدار b از ستون آخر جدول قرائت مىشود. ضريب c ثابت بوده و مقدار آن براىحالتى که iبر حسب اينچ باشد ۲۷۵/۰ و براى حالتى که بر حسب سانتىمتر باشد۶۹۸۵/۰ مىباشد.

شمارهاى که روى منحنىهاى نفوذ SCS نوشتهشده است تقريباً برابر سرعت نفوذ نهايى نفوذ بر حسب اينچ در ساعت است.مثلاً در شکل منحنىهاى شمارهدار نفوذ براى استفاده در روش SCS منحنى کهروى آن عدد ۵/۱ نوشته شده است بيانگر اين است که خاکى که منحنى نفوذ آن براين خط مطابق دارد سرعت نهايى نفوذ در آن پس از يک مدت طولانى حدوداًبرابر ۵/۱ اينچ در ساعت خواهد بود. بر حسب تعريف سرعت نهايى نفوذ زمانىاست که در آن تغييرات سرعت نفوذ نسبت به زمان ناچيز باشد و بهصورت کمّىتغييرات آن در مدت يک ساعت (60min) نسبت به ساعت قبل از ۵ درصد تجاوزنکند. به عبارت ديگر:

(معادله ۱۰): ( d / dt )( di / dt ) = d2i / dt2 = ( (0.05) / 60 ) (di/dt)

حالاين سؤال مطرح مىشود که حدوداً چند ساعت پس از شروع نفوذ مقدار سرعت بهحد نهايى خود مىرسد. و مقدار آن در اين حالت چقدر است. براى بهدست آوردناين زمان با توجه به اينکه سرعت نهايى نفوذ معادل شماره منحنى نفوذ (برحسب اينچ در ساعت) مىباشد چنانچه شماره منحنى نفوذ را با IF نشان دهيممىتوان از يکى از فرمولهاى زير استفاده نمود:

(معادله ۱۱): di/dt=ab(tL)(b-1)=IF/60

(معادله ۱۲): d2i/dt2=(0.05IF) / (60)2=-ab(b-1)(tL)b-2

علامت- در جلو معادله ۱۲ به اين دليل است که سرعت نفوذ نسبت به زمان مرتب کاهشمىيابد و سرعت دومى هميشه از سرعت اولى کمتر مىباشد لذا تفاوت آنها يکعدد منفى مىباشد. در اين فرمولها IF شماره منحنى نفوذ خاک و tL زمانرسيدن به مرحله نفوذ نهايى است. با حل هر کدام از معادلههاى فوق مىتوانمقدار tL را بدست آورد.

موجوديت آب در خاک

اندازهگیری پتانسیل

نقاط پتانسیلی مهم

پتانسیل آب در خاک

انواع پتانسیل ها

موجوديتآب در خاک مربوط به توانايى خاک در نگهدارى آب مىباشد. اگر يک خاک رااشباع و سپس آن را بهحال خود قرار دهيم، بخشى از آب موجود در بين ذراتخاک در اثر نيروى ثقل از آن خارج مىشود که به آن آب ثقلى گفته مىشود.بنابراين آب ثقلى آبى است که در اثر نيروى ثقل از آن خارج مىشود که به آنآب ثقلى گفته مىشود. بنابراين آب ثقلى آبى است که به ذرات خاک نچسبيده ومىتواند آزادانه در لابهلاى ذرات حرکت نمايد. زمان خروج آب ثقلى از خاکدر مورد خاکهاى شنى ۲۴ ساعت يا کمتر و در مورد خاکهاى رسى ۴۸ ساعت و يابيشتر مىباشد. پس از آنکه آب ثقلى از خاک خارج شد مقدار ديگرى از آب درخاک وجود دارد که فقط با نيروى بزرگتر از ثقل مثل نيروى جذب ريشههامىتواند از خاک خارج شود. به اين بخش از آب موجود در خاک آب کاپيلارى ياآب موئينگى گفته مىشود. در واقع آب کاپيلارى آبى است که مىتواند مورداستفاده گياه قرار گيرد. پس از خارج شدن آبهاى ثقلى و موئينگى هنوز هممقدار ديگرى آب در خاک باقى مىماند که با نيروى زيادى به اطراف ذرات خاکچسبيده و معمولاً با نيروهاى موجود در طبيعت از خاک خارج نمىشود. به اينآب اصطلاحاً آب غشايى يا هيگروسکپى گفته مىشود. آب هيگروسکپى را ممکن استبا خشک کردن خاک در گرمخانهها خارج ساخت ولى توسط ريشه قابل جذبنمىباشد. مقدار رطوبتى که پس از خارج شدن آب ثقلى در خاک باقى مىماندظرفيت زراعى و يا ظرفيت نگهدارى آب در خاک نام دارد که يکى از نمايههاىمهم در طراحى سيستمهاى آبيارى به شمار مىآيد.

اندازهگيرى پتانسيل

پتانسيلآب خاک در مزرعه توسط تانسيومتر يا بلوکهاى گچى اندازهگيرى مىشود.تانسيومترها فقط قادر هستند در دامنه تنش صفر تا ۸ متر کار کنند. خارج ازاين دامنه خلأ شديد باعث شکسته شدن ستون آب در تانسيومتر مىگردد. حالآنکه در بلوکهاى گچى اين مشکل وجود ندارد. اشکال کار در بلوکهاى گچى آناست که اين بلوکها مقاومت الکتريکى را اندازهگيرى مىکنند و براى بدستآوردن مقدار پتانسيل بايد بهطور غير مستقيم از منحنى واسنجى (کاليبره)ديگرى استفاده کرد. حساسيت بلوک تابعى از مقدار گچ بکار رفته در ساختمانبلوک نيز مىباشد. بلوکها دامنه تنش صفر تا ۱۵۰ متر آب را اندازهگيرىمىکنند ولى دقت آنها براى تمام اين دامنه يکسان نمىباشد. بههمين دليلبلوکها طروى ساخته مىشوند که يا در دامنه مرطوب بين صفر تا ۵۰ متر کارکنند يا دامنه خشک ۱۰ تا ۱۵۰ متر. ولى دقت کار بلوکهاى گچى در دامنه صفرتا ۸ متر به هيچ وجه مانند تانسيومترها نخواهد بود. همچنين توصيه مىشودکه بلوکهاى گچى بيشتر در خاکهاى رسى بکار برده شود تا خاکهاى شني. زيراخاکهاى رسى در رطوبتهاى معمولى کشاورزى تنش بيشترى را نشان مىدهند.علاوه بر اين بايد توجه داشت که بلوک گچى نسبت به شورى خاک حساس است و درچنين خاکهايى مىبايست بلوک نسبت به شورى نيز مستقلاً واسنجى شود.

دراندازهگيرى پتانسيل خاک توسط تانسيومتر بايد به نوع وسيله اندازهگيرىتوجه داشت تانسيومترها ممکن است از نوع فلزى و يا جيوهاى باشند.

نقاط پتانسيلى مهم

هنگامىکه خاک آبيارى مىشود رطوبت آن تا حد اشباع افزايش مىيابد . در نقطهاشباع پتانسيل خاک صفر و تمام منافذ خاکى از آب پر مىشود. البته در اينوضعيت رطوبت خاک قابل استفاده گياه نمىباشد زيرا در اين شرايط علىالاصولامکان تنفس گياه و جذب فعالانه آب وجود ندارد. بهتدريج با خارج شدن آبثقلى از رطوبت خاک کاسته مىشود و شرايط براى جذب آب توسط گياه فراهممىآيد. مناسبترين وضعيت براى استفاده گياه از رطوبت خاک حدّ ظرفيتزراعى(Field Capacity) است که اختصاراً با علامت FC نشان داده مىشود.

ظرفيتزراعى مقدار رطوبتى که يک خاک اشباع شده پس از خارج شدن آب ثقلى در خودنگه مىدارد ظرفيت زراعى نام دارد. در خاکهاى زراعى اين حالت معمولاً ۲۴تا ۴۸ ساعت پس از آنکه خاک اشباع شده بهحال خود نگه داشته شود رخ مىدهد.ظرفيت زراعى تابعى از بافت و ساختمان خاک است. در کشاورزى فرض مىشود حدظرفيت زراعى ثابت باشد و آن حالتى است که آب خاک تقريباً تحت تنشى معادل ۱متر (براى خاکهاى شني) تا ۴/۳ متر (براى خاکهاى سنگين رسي) قرار گيرد.در عمليات طراحى آبيارى ظرفيت زراعى بهطور متوسط حدود يک سوم اتمسفر يايک سوم بار يعنى ۳۰۰ سانتىمتر در نظر گرفته مىشود.

چون اکثراًلگاريتم پتانسيل خاک (برحسب سانتىمتر) بهعنوان نمايهاى در تشخيص وضعيترطوبتى خاک مصطلح بوده و با علامت pf خاک حدود ۴/۲ مىباشد زيرا:

pF = log |-300|

pF = log(300) = 2.4

ظرفيتزراعى بالاترين حد رطوبت موجود در خاک براى استفاده گياه مىباشد.پائينترين حدى که رطوبت خاک بتواند قابل استفاده گياه باشد نقطه پژمردگىاست که بهعنوان يک نقطه پتانسيلى ديگر در زير به تشريح آن مىپردازيم.

پتانسيل آب در خاک

بهتراست تعريف مفهوم پتانسيل آب در خاک را با چند مثال ساده آغاز کنيم. اکثراًمشاهده مىشود که در خاکهاى مختلف حتى اگر درصد رطوبت آنها يکسان باشدگياهان رشد يکسانى ندارند. يعنى يکسان بودن رطوبت خاک دليل بر يکسان بودنرشد نمىتواند باشد. اين امر مىرساند که در خاکهاى مختلف رطوبت اوليهيکسان در اختيار گياه قرار نمىگيرد. مثال ديگر اينکه اگر دو نوع خاک بارطوبت اوليه يکسان را به مدت مساوى در گرمخانهاى قرار دهيم و سپس رطوبتآنها را ندازهگيرى کنيم ملاحظه مىشود که مقدار رطوبت باقىمانده در ايندو مساوى نخواه بود. بهعبارت ديگر خاکها در مقابل نيروهايى که باعث خارجکردن رطوبت مىشوند يکسان عمل نمىکنند. حال مورد ديگرى را مثال بزنيم.چنانچه دو نوع خاک را که درصد رطوبت آنها مساوى ولى از نظر بافت مختلفباشند در مجاورت هم قرار دهيم مشاهده خواهد شد که رطوبت از خاکى که بافتدرشت دارد به سمت خاکى که بافت آن ريز مىباشد حرکت خواهد نمود. اينپديدهها از روى مقدار رطوبت قابل توصيف نيستند بلکه براى توجيه آنها بايداز معيار ديگرى استفاده شود که همان پتانسيل آب در خاک است. براى تعريفبهتر پتانسيل مىتوان موضوع را به نحو ديگرى نيز توصيف نمود. مىدانيم کهگرما يکى از خصوصيات اجسام است ولى با داشتن مقدار گرما نخواهيم دانست کهآيا گرما در جسم حرکت مىکند يا نه، در اين صورت از نمايه ديگرى که شدتگرما را نشان دهد استفاده مىشود. اين نمايه دما يا درجه حرارت است.

اگردما را در دو سر يک جسم بدانيم خواهيم فهميد که آيا گرما در جسم حرکتمىکند يا نه و از کدام سمت به کدام طرف؟ زيرا عامل انتقال گرما اختلافدماست و نه اختلاف گرما. به همين صورت در خاک هم لازم است علاوه بر مقداررطوبت از نمايه ديگرى استفاده کنيم تا در شناخت حرکت آب به ما کمک کند ايننمايه همان پتانسيل آب در خاک يا به اصطلاح شدت رطوبت مىباشد. مىدانيمبر حسب تعريف پتانسيل توانايى انجام کار است و لذا پتانسيل آب مقدار کارىاست که بايد روى يک گرم آب موجود در خاک انجام گيرد تا آن را از وضعيت خودخارج و در وضعيتى مشابه يا وضعيت يک گرم آب موجود در سطح آب آزاد قراردهد. بهعبارت سادهتر پتانسيل نيروهايى است که آب در خاک با آن درگيربوده و براى اخذ آب از خاک بايد بر آن نيروها غلبه کنيم.

انواع پتانسيل ها

پتانسيلآب در خاک ناشى از چندين عامل مختلف است که ما در اين جا سه نوع آن رابررسى مىکنيم: پتاسنيل ثقلي، پتانسيل فشاري، پتانسيل اسمزي. در واقع آبدر هر موقعيت مىتواند داراى هر سه جزء پتانسيلى باشد که مجموع آنهاپتانسيل آب خاک را تشکيل مىدهد.

پتانسيل ثقلى پتانسيلى استکه يک واحد وزن آب موجود در خاک به دليل موقعيت خود نسبت به يک سطح مقايسهمرجع دارا مىباشد. مثلاً اگر يک جرم کوچک از آب در سيستم آب - خاک بهاندازه Z بالاى يک سطح مقايسه فرضى قرار گيرد خواهيم گفت که پتانسيل ثقلىاين نقطه نسبت به آن سطح Z+ مىباشد. زيرا اگر اين جرم آب را رها کنيم تارسيدن به سطح مرجعکارى به اندازه حاصلضرب وزن خود در ارتفاع Z انجاممىدهد که براى واحد وزن آب (يک گرم) اين مقدار از نظر عددى برابر Z خواهدبود. ممکن است سطح مقايسه در بالاى نقطه انتخاب شود در اين صورت پتانسيلثقلى آن Z- خواهد بود. توجه داشته باشيد که سطح مقايسه از نظر موقعيت، يکسطح قراردادى است و هر سطحى را انتخاب کنيد تفاوتى نخواهد کرد. زيرااختلاف بين دو نقطه از نظر ارتفاع مستقل از موقعيت سطح مقايسه مىباشد. ازنظر ساده بودن محاسبات توصيه مىشود سطح مقايسه طورى انتخاب شود که Zحتىالامکان مثبت باشد.

پتانسيل فشارى يک نقطه از آب موجوددر خاک ф/p بسته به اين که خاک اشباع يا غير اشباع باشد مىتواند مثبت يامنفى باشد. يعنى اگر فشار آب بالاتر از فشار اتمسفر باشد (مانند يک نقطهاز آب در داخل يک خاک اشباع که فشار آن بيش از فشار اتمسفر است) پتانسيلفشارى مثبت و اگر فشار آب در نقطه مورد نظر کمتر از فشار اتمسفر باشدپتانسيل فشارى منفى خواهد بود. هنگامى که خاک غير اشباع باشد پتانسيلفشارى منفى باعث مىشود که جسم خاک و يا بهعبارت ديگر ماتريکس خاک رطوبترا جذب نمايد. در اين حالت گفته مىشود تنش کاپيلارى ايجاد شده است. دربعضى نوشتهها پتانسيل را در اين حالت پتانسيل ماتريک مىگويند. بنابر ايندر خاکهاى اشباع نقاطى که زير سطح ايستايى قرار دارند داراى پتانسيلفشارى مثبت هستند و نقاطى که همتراز سطح آب هستند پتانسيل فشارى آنها صفراست نقاطى که بالاى سطح ايستايى قرار دارند پتانسيل فشارى در آنها منفىمىباشند.

سومين نوع پتانسيل که در سيستم آب - خاک مطرح استپتانسيل اسمزى (ф/os)است. اين پتانسيل به دليل وجود نمک در محلول خاک است. در سيستم آب - خاک هم ريشه و هم نمک آب را به سمت خود مىکشند.در واقعبايد قدرت جذب ريشهها بر نمک فائق آمده تا بدون جذب نمک آب را از خاکخارج کند. در خاکهايى که مقدار نمک زياد باشد حتى آب موجود در ريشههانيز ممکن است به سمت نمک کشيده شود. اگر نمک زياد باشد حتى آب موجود درريشهها نيز ممکن است به سمت نمک کشيده شود. اگر نمک موجود در محلول خاکاندک باشد مىتوان از پتانسيل اسمزى صرفنظر کرد وگرنه بايد اين پتانسيلهم مانند پتانسيلهاى ديگر به عنوان جزئى از پتانسيل آب و خاک لحاظ گردد.در حرکت آب از يک نقطه خاک به نقطه ديگر آن پتانسيل اسمزى در نظر گرفتهنمىشود زيرا در هر دو نقطه اين پتانسيل مساوى بوده و تفاوت آنها صفرمىباشد ولى در حرکت آب از خاک به داخل گياه به دليل تفاوت پتانسيل اسمزىدر محيط بايد مقدار آن را در نظر گرفت.

برچسب: نویسنده: امیرحسین ستوده بیدختی تاريخ: پنجشنبه 13 13 ساعت: 3:8

درباره سایت

آخرین مطالب

امکانات وب

هیدروژئولوژی و هیدرولوژی

صفحه بندی

آرشیو مطالب

پيوندهای روزانه

لینک دوستان

خبرنامه