سعی بر آن است که مطالب مرجع تخصصی آب و فاضلاب شامل مسایل ، مقالات و اخبار عمران آب و فاضلاب,آب و فاضلاب و به صورت تخصصی فرآیند های تصفیه آب و فاضلاب،مهندسی آب و فاضلاب و صنعت آب و فاضلاب باشد.
دانشنامه آنلاین آب و فاضلاب
رشته های مرتبط:مهندسی عمران آب و فاضلاب،مهندسی تکنولوژی آب و فاضلاب،مهندسی آب و فاضلاب،محیط زیست،مهندسی بهداشت محیط،مهندسی آب،مهندسی شیمی و...
امیرحسین ستوده بیدختی
,.
هیدروژئولوژی و هیدرولوژی
۱۳۹۰/۰۵/۱۳
3:8
|
هدايت هيدروليکى
مقدار جريان يا سرعت 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 معادل است با تغييرات پتانسيل کل نسبت به فاصله بين دو نقطه. شيب هيدروليکى بين نقطه ۱ و ۲ را مى‌توان به‌صورت زير توصيف کرد:
dΦ / ds = ( Φ۱-Φ۲ ) / ( S۱-S۲ )
که ds فاصله بين نقاط ۱و ۲ مى‌باشد. همچنين در صورتى که اختلاف پتانسيل اسمزى ناچيز باشد و بتوان از آن صرف‌نظر کرد به جاى پتانسيل کل مى‌توان پتانسيل هيدروليکى يا h را بکار برد. بنابر اين شيب هيدروليکى (dh/ds) برابر است با:
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 )
مقدار K را ضريب هدايت هيدروليکى مى‌ناميم. ملاحظه شود که جلوى K علامت منفى گذاشته شده است اين علامت نقشى در مقدار سرعت ندارد و فقط از نظر تعيين جهت جريان است. مثلاً اگر هميشه نقطه ۱ سمت راست و نقطه ۲سمت چپ انتخاب شود چنانچه با در نظر گرفتن علامت در جلو معادله نتيجه عدد مثبتى شد جريان از سمت چپ به راست و اگر عدد منفى بدست آمد جريان از راست به چپ خواهد بود.
توجه داشته باشيد که سرعت محاسبه شده با فرمول فوق سرعت ظاهرى است و سرعت واقعى آب که از منافذ بين ذرات خاک صورت مى‌گيرد به مراتب بيشتر از مقدار فوق است. زيرا آب فقط از داخل خلل و فرج عبور مى‌کند. چنانچه تخلخل خاک n باشد سرعت واقعى آب يا به اصطلاحى سرعت منفذى (Vp) عبارت است از:
Vp = V / n
در طراحى آبيارى سروکار ما با سرعت ظاهرى حرکت آب است، اما در بررسى انتقال مواد شيميايى در خاک و يا برخى مسائل زهکشى مى‌بايست سرعت منفذى نيز در نظر گرفته شود.
براى اندازه‌گيرى ضريب هدايت هيدروليکى يا در آزمايشگاه از نمونه‌هاى دست نخورده خاک استفاده مى‌شود و يا در مزرعه از چاهک‌هاى کم‌عمق استفاده مى‌شود.
نفوذ
اندازه‌گیری نفوذ
معادله‌های نفوذ
از ديگر خصوصيات فيزيکى خاک نفوذ آب به داخل خاک مى‌باشد. نفوذ بر حسب تعريف عبارت از وارد شدن آب از سطح زمين به داخل خاک است. سرعت وارد شدن آب به خاک يا به عبارت ديگر سرعت نفوذ از پارامترهاى بسيار مهم در طراحى آبيارى است. در واقع نوع سيستم آبيارى که براى يک منطقه برگزيده مى‌شود بر اساس خصوصيات نفوذ آب به داخل خاک است.
بنابر اين سرعت نفوذ آب به داخل خاک را بايد مهمترين پارامتر فيزيک خاک دانست که در طراحى سيستم آبيارى بايد در نظر گرفته شود. چنانچه مقدار نفوذ تجمعى آب به داخل خاک را بررسى کنيم مشاهده مى‌شود. که نفوذ ابتدا بسيار سريع انجام مى‌شود به‌طورى که منحنى تغييرات نفوذ تجمعى نسبت به زمان شکلى مشابه (منحنى‌هاى نفوذ براى انواع مختلف خاک‌ها) که در آن منحنى نفوذ براى تعدادى از انواع خاک‌ها مختلف کشاورزى رسم شده است خواهد داشت. در اين شکل مشاهده مى‌شود که براى خاک‌سيلت لوم مقدار آب نفوذ يافته در خاک نسبت به زمان از شروع نفوذ تا دقيقه ۱۰۰ به طور پيوسته افزايش مى‌يابد ولى براى يک خاک رسى تا ۱۰ دقيقه اول مقدار نفوذ افزايش اما بعد از آن آب قابل توجهى به زمين نفوذ نمى‌کند. با اين وجود منحنى‌هاى نفوذ تجمعى آب به خاک در تمام خاک‌ها از يک شکل کلى تبعيت مى‌کنند. چنانچه عمق آب نفوذ يافته را با حرف i و زمان را با حرف t نشان دهيم سرعت نفوذ (di/dt) که همان شيب منحنى نفوذ تجمعى باشد نسبت به زمان بطور مرتب کاهش پيدا مى‌کند. يعنى به‌تدريج که آب در خاک نفوذ مى‌کند از سرعت نفوذ کاسته مى‌شود.
سرعت نفوذ لحظه‌اي، را نبايد با متوسط سرعت نفوذ اشتباه کرد. اگر مقدار عمق آب نفوذ يافته در لحظه t0 برابر i0 و در لحظه t برابر it باشد متوسط سرعت نفوذ برابر است با:
متوسط سرعت نفوذ = it-i0 / t-t0
اما سرعت نفوذ لحظه‌اى برابر است با متوسط سرعت نفوذ در صورتى که t-t0 به سمت صفر ميل 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
مفاهيم سرعت نفوذ لحظه‌اي، متوسط سرعت نفوذ، و نفوذ تجمعى و تغييرات آنها نسبت به زمان در شکل تيپ منحنى‌هاى سرعت متوسط و سرعت لحظه‌اى نفود و نفوذ تجمعى نشان داده شده است. سرعت نفوذ آب به داخل خاک به درصد رطوبت اوليه خاک نيز بستگى دارد اين موضوع در شکل تيپ منحنى‌هاى سرعت متوسط و سرعت لحظه‌اى نفود و نفوذ تجمعى نشان داده شده است. در اين شکل سرعت نفوذ نسبت به زمان براى يک نوع خاک با ۶ رطوبت اوليه نشان داده شده است. همان‌طور که مشاهده مى‌شود، هر چه رطوبت اوليه خاک بيشتر باشد سرعت نهايى نفوذ آب به داخل خاک کاهش مى‌يابد. اين موضوع نشان مى‌دهد که هنگامى که بارندگى روى خاک مرطوب مى‌بارد ميزان رواناب سطحى زيادتر از حالتى است که خاک در ابتدا خشک بوده است. همين مفهوم اساس ارائه روش جديدى براى آبيارى نيز گرديده که بنام آبيارى موجى (Surge Irrigation) معروف شده است. در آبيارى موجى از اين اصل استفاده شده است که در هر موج (سيکل) آب روى زمين خيس شده حرکت مى‌کند تا به دليل پايين بودن شدت نفوذ آب با سرعت بيشترى به جلو رفته و لذا يکنواختى نفوذ در طول شيار بيشتر گردد.
اندازه‌گيرى نفوذ
نفوذ آب به داخل خاک را مى‌توان به روش‌هاى مختلفى اندازه‌گيرى کرد، انتخاب روش بسته به اين است که بخواهيم چه سيستمى از آبيارى را پياده کنيم. مثلاً اگر قرار باشد نفوذپذيرى را براى طراحى سيستم آبيارى بارانى تعيين نمائيم روشى را که برمى‌گزينيم متفاوت از حالتى خواهد بود که بخواهيم سيستم آبيارى کرتى يا نوارى را پياده کنيم. دليل اين امر آن است که سيستم‌هاى مختلف آبيارى سطح زمين را به حالت‌هاى گوناگون تغيير مى‌دهند و تغيير سطح زمين به مقدار قابل توجهى بر نفوذ آب مؤثر خواهد بود. در هر حال صرف‌نظر از نوع روش مى‌بايست اندازه‌گيرى نفوذ در مزرعه انجام شود زيرا اندازه‌گيرى‌هاى آزمايشگاهى نتايج قابل اعتمادى را به‌دست نمى‌دهند.
در آبيارى نواري، و گاهى اوقات آبيارى جوى پشته‌اي، معمولاً از حلقه‌هاى ساده يا مضاعف استفاده مى‌شود. اين حلقه‌ها به حلقه‌هاى نفوذ معروف مى‌باشند. در هر دو حالت عمق آب نفوذ‌يافته نسبت به زمان اندازه‌گيرى مى‌شود تا بر اساس آن بتوان ضرايب معادله کوستياکوف يا فيليپ را به‌دست آورد. سپس مطابق مثالى که در زير آورده مى‌شود نفوذپذيرى خاک سنجيده مى‌شود. براى آنکه اثر نفوذ جانبى آب و شرايط مرزى را به حداقل برسانيم توصيه مى‌شود به‌جاى يک حلقه ساده از حلقه‌هاى مضاعف استفاده شود تا فشار آب در حدفاصل دو حلقه باعث شود که نفوذ آب در حلقه داخلى به‌طور عمودى صورت گيرد. براى اين اندازه‌گيرى معمولاً ۱۵ تا ۶۰ دقيقه وقت لازم است.
معادله‌هاى نفوذ
معادله کوستیاکوف (Kostiakov)
معادله فیلیپ (Philip)
معادله سازمان حفاظت خاک آمریکا (Soil Conservation Service)
براى آنکه پديده نفوذ به‌صورت نظرى توصيف شود معادل‌هاى مختلفى ارائه شده است. تعداد اين معادله‌ها نسبتاً زياد است. که پاره‌اى از آنها بسيار پيچيده مى‌باشند به‌طورى که حل آنها بدون استفاده از ماشين‌هاى محاسب عملى نيست اما تعدادى معادله ساده نيز توسط متخصصان ارائه شده است.
معادله کوستياکوف (Kostiakov)
معادله کوستياکوف (Kostiakov) يکى از اولين معادله‌هايى که براى توصيف نغوذ آب به داخل خاک ارائه شده است معادله کوستياکوف مى‌باشد. اين معادله به‌شرح زير است:
(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.
منظور از زمان کوتاه يعنى حدود چند ساعت که چون در سيستم‌هاى آبيارى سروکار با حدود همين چند ساعت است لذا اين معادله در طراحى سيستم آبيارى کاربرد زيادى دارد. در واقع معادله کوستياکوف فقط تا زمانى صادق است که سرعت نفوذ آب در خاک معادل ضريب آبگذرى اشباع خاک (هدايت هيدروليکي) نشده و هنوز در مراحل 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
در اوايل فرآيند نفوذ ضريب ثابت جذب آب غالب است ولى در اواخر نفوذ ضريب ثابت آبگذرى غالب مى‌شود. ضريب ثابت آبگذرى تقريباً مساوى ضريب هدايت هيدروليکى خاک است. تجربه نشان داده است که معادله قيليپ براى دوره‌هاى طولانى‌تر يعنى بيشتر از چند ساعت نتايج بهترى به‌دست مى‌دهد. به‌عبارت ديگر معادله فيليپ بر اين اصل استوار است که نفوذ تحت‌تاثير مشترک شيب مکش کاسته شده و نفوذ عمدتاً در اثر ثقل انجام مى‌شود. زيرا اختلاف پتانسيل بين خاک خشک و خاک اشباع سطحى بر فاصله بيشترى تقسيم مى‌شود و مقدار آن به سمت صفر ميل مى‌کند و در نهايت شدت جريان با هدايت هيدروليکى خاک برابر مى‌گردد.
معادله سازمان حفاظت خاک آمريکا (Soil Conservation Service)
معادله سازمان حفاظت خاک آمريکا (Soil Conservation Service) کارشناسان سازمان حفاظت خاک آمريکا بر اساس معادله کوستياکوف آزمايش‌هاى زيادى در مزارع انجام دادند که نهايتاً منجر به روشى در محاسبه نفوذ گرديد که به معادله سازمان حفاظت خاک (SCS) معروف است. اين معادله عبارت است از:
(معادله ۹): i=a(t)b+c
به‌طورى‌که مشاهده مى‌شود اين معادله تقريباً مشابه معادله کوستياکوف مى‌باشد با اين تفاوت که ضريب c به آن اضافه شده است. در اين معادله i و t به ترتيب نفوذ تجمعى 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 نفوذ برحسب اينچ يا سانتى‌متر محاسبه شود متفاوت است اما b فقط بستگى به نوع خاک دارد. سازمان SCS مطابق شکل منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ تجمعى با روش SCS تعدادى منحنى‌هاى شماره‌دار که رابطه لگاريتمى نفوذ تجمعى و زمان براى خاک‌هاى مختلف است ارائه داده است.
براى پيدا کردن ضرايب معادل SCS ابتدا بايد نتايج آزمايشات صحرائى را روى اين نمودار آورد تا مشخص شود که نتايج به‌دست آمده با کدام‌يک از اين منحنى‌ها بيشترين مطابقت را دارد.
به اين ترتيب که در صحرا مقدار نفوذ تجمعى نسبت به زمان اندازه‌گيرى و سپس نقاط به‌دست آمده روى شکل منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ تجمعى با روش SCS برده مى‌شود تا شماره منحنى نفوذ به‌دست آيد. حال با داشتن شماره منحنى از روى جدول پارامترهاى محاسبه نفوذ تجمعى با روش SCS مى‌توان مقادير a و b را به‌دست آورد. توجه داشته باشيد که در اين نمودار زمان بر حسب دقيقه و مقدار نفوذ بر حسب اينچ بوده و اگر اندازه‌گيرى نفوذ بر اساس واحدهاى ديگرى باشد لازم است ابتدا آنها را به اين واحدها تبديل نماييد.
منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ تجمعى با روش SCS
معادله i=a(t)b+c مى‌تواند هم در سيستم انگليسى و هم در سيستم متريک به‌کار برده شود. در سيستم متريک i بر حسب سانتى‌متر و در سيستم انگليسى بر حسب اينچ در 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 c را متناسب با نوع سيستم واحدها انتخاب نمود. پس از اين که مشخص شد داده‌هاى تجربى با کدام يک از منحنى‌ها مطابقت دارد شماره آن منحنى از روى شکل منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ براى استفاده در روش SCS يادداشت مى‌شود و سپس از جدول پارامترهاى محاسبه نفوذ تجمعى با روش SCS مقدار a (بسته به اينکه بخواهيم i بر حسب سانتى‌متر يا اينچ باشد) از ستون اول يا دوم و مقدار b از ستون آخر جدول قرائت مى‌شود. ضريب c ثابت بوده و مقدار آن براى حالتى که iبر حسب اينچ باشد ۲۷۵/۰ و براى حالتى که بر حسب سانتى‌متر باشد ۶۹۸۵/۰ مى‌باشد.
شماره‌اى که روى منحنى‌هاى نفوذ SCS نوشته شده 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 که روى آن عدد ۵/۱ نوشته شده است بيانگر اين است که خاکى که منحنى نفوذ آن بر اين خط مطابق دارد سرعت نهايى نفوذ در آن پس از يک مدت طولانى حدوداً برابر ۵/۱ اينچ در ساعت خواهد بود. بر حسب تعريف سرعت نهايى نفوذ زمانى است که در آن تغييرات سرعت نفوذ نسبت به زمان ناچيز باشد و به‌صورت کمّى تغييرات آن در مدت يک ساعت (60min) نسبت به ساعت قبل از ۵ درصد تجاوز نکند. به عبارت ديگر:
(معادله ۱۰): ( d / dt )( di / dt ) = d2i / dt2 = ( (0.05) / 60 ) (di/dt)
حال اين سؤال مطرح مى‌شود که حدوداً چند ساعت پس از شروع نفوذ مقدار سرعت به حد نهايى خود مى‌رسد. و مقدار آن در اين حالت چقدر است. براى به‌دست آوردن اين زمان با توجه به اينکه سرعت نهايى نفوذ معادل شماره منحنى نفوذ (بر حسب اينچ در ساعت) مى‌باشد چنانچه شماره منحنى نفوذ را با IF نشان دهيم مى‌توان 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 کاهش مى‌يابد و سرعت دومى هميشه از سرعت اولى کمتر مى‌باشد لذا تفاوت آنها يک عدد منفى مى‌باشد. در اين فرمول‌ها IF شماره منحنى نفوذ خاک و tL زمان رسيدن به مرحله نفوذ نهايى است. با حل هر کدام از معادله‌هاى فوق مى‌توان مقدار tL را بدست آورد.
موجوديت آب در خاک
اندازه‌گیری پتانسیل
نقاط پتانسیلی مهم
پتانسیل آب در خاک
انواع پتانسیل ها
موجوديت آب در خاک مربوط به توانايى خاک در نگهدارى آب مى‌باشد. اگر يک خاک را اشباع و سپس آن را به‌حال خود قرار دهيم، بخشى از آب موجود در بين ذرات خاک 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 آن آب ثقلى گفته مى‌شود. بنابراين آب ثقلى آبى است که به ذرات خاک نچسبيده و مى‌تواند آزادانه در لابه‌لاى ذرات حرکت نمايد. زمان خروج آب ثقلى از خاک در مورد خاک‌هاى شنى ۲۴ ساعت يا کمتر و در مورد خاک‌هاى رسى ۴۸ ساعت و يا بيشتر مى‌باشد. پس از آنکه آب ثقلى از خاک خارج شد مقدار ديگرى از آب در خاک وجود دارد که فقط با نيروى بزرگتر از ثقل مثل نيروى جذب ريشه‌ها مى‌تواند از خاک خارج شود. به اين بخش از آب موجود در خاک آب کاپيلارى يا آب موئينگى گفته مى‌شود. در واقع آب کاپيلارى آبى است که مى‌تواند مورد استفاده گياه قرار گيرد. پس از خارج شدن آب‌هاى ثقلى و موئينگى هنوز هم مقدار ديگرى آب در خاک باقى مى‌ماند که با نيروى زيادى به اطراف ذرات خاک چسبيده و معمولاً با نيروهاى موجود در طبيعت از خاک خارج نمى‌شود. به اين آب اصطلاحاً آب غشايى يا هيگروسکپى گفته مى‌شود. آب هيگروسکپى را ممکن است با خشک کردن خاک در گرم‌خانه‌ها خارج ساخت ولى توسط ريشه قابل جذب نمى‌باشد. مقدار رطوبتى که پس از خارج شدن آب ثقلى در خاک باقى مى‌ماند ظرفيت زراعى و يا ظرفيت نگهدارى آب در خاک نام دارد که يکى از نمايه‌هاى مهم در طراحى سيستم‌هاى آبيارى به شمار مى‌آيد.
اندازه‌گيرى پتانسيل
پتانسيل آب خاک در مزرعه توسط تانسيومتر يا بلوک‌هاى گچى اندازه‌گيرى مى‌شود. تانسيومترها فقط قادر هستند در دامنه تنش صفر تا ۸ متر کار کنند. خارج از اين دامنه خلأ شديد باعث شکسته شدن ستون آب در تانسيومتر مى‌گردد. حال آنکه در بلوک‌هاى گچى اين مشکل وجود ندارد. اشکال کار در بلوک‌هاى گچى آن است که اين بلوک‌ها مقاومت الکتريکى را اندازه‌گيرى مى‌کنند و براى بدست آوردن مقدار پتانسيل بايد به‌طور غير مستقيم از منحنى واسنجى (کاليبره) ديگرى استفاده کرد. حساسيت بلوک تابعى از مقدار گچ بکار رفته در ساختمان بلوک نيز مى‌باشد. بلوک‌ها دامنه تنش صفر تا ۱۵۰ متر آب را اندازه‌گيرى مى‌کنند ولى دقت آنها براى تمام اين دامنه يکسان نمى‌باشد. به‌همين دليل بلوک‌ها طروى ساخته مى‌شوند که يا در دامنه مرطوب بين صفر تا ۵۰ متر کار کنند يا دامنه خشک ۱۰ تا ۱۵۰ متر. ولى دقت کار بلوک‌هاى گچى در دامنه صفر تا ۸ متر به هيچ وجه مانند تانسيومترها نخواهد بود. همچنين توصيه مى‌شود که بلوک‌هاى گچى بيشتر در خاک‌هاى رسى بکار برده شود تا خاک‌هاى شني. زيرا خاک‌هاى 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 در چنين خاک‌هايى مى‌بايست بلوک نسبت به شورى نيز مستقلاً واسنجى شود.
در اندازه‌گيرى پتانسيل خاک توسط تانسيومتر بايد به نوع وسيله اندازه‌گيرى توجه داشت تانسيومترها ممکن است از نوع فلزى و يا جيوه‌اى باشند.
نقاط پتانسيلى مهم
هنگامى که خاک آبيارى مى‌شود رطوبت آن تا حد اشباع افزايش مى‌يابد . در نقطه اشباع پتانسيل خاک صفر و تمام منافذ خاکى از آب پر مى‌شود. البته در اين وضعيت رطوبت خاک قابل استفاده گياه نمى‌باشد زيرا در اين شرايط على‌الاصول امکان تنفس گياه و جذب فعالانه آب وجود ندارد. به‌تدريج با خارج شدن آب ثقلى از رطوبت خاک کاسته مى‌شود و شرايط براى جذب آب توسط گياه فراهم مى‌آيد. مناسب‌ترين وضعيت براى استفاده گياه از رطوبت خاک حدّ ظرفيت زراعى(Field Capacity) است که اختصاراً با علامت FC نشان داده مى‌شود.
ظرفيت زراعى مقدار رطوبتى که يک خاک اشباع شده پس از خارج شدن آب ثقلى در خود نگه مى‌دارد ظرفيت زراعى نام دارد. در خاک‌هاى زراعى اين حالت معمولاً ۲۴ تا 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 حد ظرفيت زراعى ثابت باشد و آن حالتى است که آب خاک تقريباً تحت تنشى معادل ۱ متر (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 يا يک سوم بار يعنى ۳۰۰ سانتى‌متر در نظر گرفته مى‌شود.
چون اکثراً لگاريتم پتانسيل خاک (برحسب سانتى‌متر) به‌عنوان نمايه‌اى در تشخيص وضعيت رطوبتى خاک مصطلح بوده و با علامت pf خاک حدود ۴/۲ مى‌باشد زيرا:
pF = log |-300|
pF = log(300) = 2.4
ظرفيت زراعى بالاترين حد رطوبت موجود در خاک براى استفاده گياه مى‌باشد. پائين‌ترين حدى که رطوبت خاک بتواند قابل استفاده گياه باشد نقطه پژمردگى است که به‌عنوان يک نقطه پتانسيلى ديگر در زير به تشريح آن مى‌پردازيم.
پتانسيل آب در خاک
بهتر است تعريف مفهوم پتانسيل آب در خاک را با چند مثال ساده آغاز کنيم. اکثراً مشاهده مى‌شود که در خاک‌هاى مختلف حتى اگر درصد رطوبت آنها يکسان باشد گياهان رشد يکسانى ندارند. يعنى يکسان بودن رطوبت خاک دليل بر يکسان بودن رشد نمى‌تواند باشد. اين امر مى‌رساند که در خاک‌هاى مختلف رطوبت اوليه يکسان در اختيار گياه قرار نمى‌گيرد. مثال ديگر اينکه اگر دو نوع خاک با رطوبت اوليه يکسان را به مدت مساوى در گرم‌خانه‌اى قرار دهيم و سپس رطوبت آنها را ندازه‌گيرى کنيم ملاحظه مى‌شود که مقدار رطوبت باقى‌مانده در اين دو مساوى نخواه بود. به‌عبارت ديگر خاک‌ها در مقابل نيروهايى که باعث خارج کردن 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 مختلف باشند در مجاورت هم قرار دهيم مشاهده خواهد شد که رطوبت از خاکى که بافت درشت دارد به سمت خاکى که بافت آن ريز مى‌باشد حرکت خواهد نمود. اين پديده‌ها از روى مقدار رطوبت قابل توصيف نيستند بلکه براى توجيه آنها بايد از معيار ديگرى استفاده شود که همان پتانسيل آب در خاک است. براى تعريف بهتر پتانسيل مى‌توان موضوع را به نحو ديگرى نيز توصيف نمود. مى‌دانيم که گرما يکى از خصوصيات اجسام است ولى با داشتن مقدار گرما نخواهيم دانست که آيا گرما در جسم حرکت مى‌کند يا نه، در اين صورت از نمايه ديگرى که شدت گرما را نشان دهد استفاده مى‌شود. اين نمايه دما يا درجه حرارت است.
اگر دما را در دو سر يک جسم بدانيم خواهيم فهميد که آيا گرما در جسم حرکت مى‌کند يا نه و از کدام سمت به کدام طرف؟ زيرا عامل انتقال گرما اختلاف دماست و نه اختلاف گرما. به همين صورت در خاک هم لازم است علاوه بر مقدار رطوبت از نمايه ديگرى استفاده کنيم تا در شناخت حرکت آب به ما کمک کند اين نمايه همان پتانسيل آب در خاک يا به اصطلاح شدت رطوبت مى‌باشد. مى‌دانيم بر حسب تعريف پتانسيل توانايى انجام کار است و لذا پتانسيل آب مقدار کارى است که بايد روى يک گرم آب موجود در خاک انجام گيرد تا آن را از وضعيت خود خارج و در وضعيتى مشابه يا وضعيت يک گرم آب موجود در سطح آب آزاد قرار دهد. به‌عبارت ساده‌تر پتانسيل نيروهايى است که آب در خاک با آن درگير بوده و براى اخذ آب از خاک بايد بر آن نيروها غلبه کنيم.
انواع پتانسيل ها
پتانسيل آب در خاک ناشى از چندين عامل مختلف است که ما در اين جا سه نوع آن را بررسى مى‌کنيم: پتاسنيل ثقلي، پتانسيل فشاري، پتانسيل اسمزي. در واقع آب در هر موقعيت مى‌تواند داراى هر سه جزء پتانسيلى باشد که مجموع آنها پتانسيل آب خاک را تشکيل مى‌دهد.
پتانسيل ثقلى پتانسيلى است که يک واحد وزن آب موجود در خاک به دليل موقعيت خود نسبت به يک سطح مقايسه مرجع دارا مى‌باشد. مثلاً اگر يک جرم کوچک از آب در سيستم آب - خاک به اندازه Z بالاى يک سطح مقايسه فرضى قرار گيرد خواهيم گفت که پتانسيل ثقلى اين نقطه نسبت به آن سطح Z+ مى‌باشد. زيرا اگر اين جرم آب را رها کنيم تا رسيدن به سطح مرجع‌کارى به اندازه حاصل‌ضرب وزن خود در ارتفاع Z انجام مى‌دهد که براى واحد وزن آب (يک گرم) اين مقدار از نظر عددى برابر Z خواهد بود. ممکن است سطح مقايسه در بالاى نقطه انتخاب شود در اين صورت پتانسيل ثقلى آن Z- خواهد بود. توجه داشته باشيد که سطح مقايسه از نظر موقعيت، يک سطح قراردادى است و هر سطحى را انتخاب کنيد تفاوتى نخواهد کرد. زيرا اختلاف بين دو نقطه از نظر ارتفاع مستقل از موقعيت سطح مقايسه مى‌باشد. از نظر ساده بودن محاسبات توصيه مى‌شود سطح مقايسه طورى انتخاب شود که Z حتى‌الامکان مثبت باشد.
پتانسيل فشارى يک نقطه از آب موجود در خاک ф/p بسته به اين که خاک اشباع يا غير اشباع باشد مى‌تواند مثبت يا منفى باشد. يعنى اگر فشار آب بالاتر از فشار اتمسفر باشد (مانند يک نقطه از آب در داخل يک خاک اشباع که فشار آن بيش از فشار اتمسفر است) پتانسيل فشارى مثبت و اگر فشار آب در نقطه مورد نظر کمتر از فشار اتمسفر باشد پتانسيل فشارى منفى خواهد بود. هنگامى که خاک غير اشباع باشد پتانسيل فشارى منفى باعث مى‌شود که جسم خاک و يا به‌عبارت ديگر ماتريکس خاک رطوبت را جذب نمايد. در اين حالت گفته مى‌شود تنش کاپيلارى ايجاد شده است. در بعضى نوشته‌ها پتانسيل را در اين حالت پتانسيل ماتريک مى‌گويند. بنابر اين در خاک‌هاى اشباع نقاطى که زير سطح ايستايى قرار دارند داراى پتانسيل فشارى مثبت هستند و نقاطى که هم‌تراز سطح آب هستند پتانسيل فشارى آنها صفر است نقاطى که بالاى سطح ايستايى قرار دارند پتانسيل فشارى در آنها منفى مى‌باشند.
مقدار جريان يا سرعت 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 معادل است با تغييرات پتانسيل کل نسبت به فاصله بين دو نقطه. شيب هيدروليکى بين نقطه ۱ و ۲ را مى‌توان به‌صورت زير توصيف کرد:
dΦ / ds = ( Φ۱-Φ۲ ) / ( S۱-S۲ )
که ds فاصله بين نقاط ۱و ۲ مى‌باشد. همچنين در صورتى که اختلاف پتانسيل اسمزى ناچيز باشد و بتوان از آن صرف‌نظر کرد به جاى پتانسيل کل مى‌توان پتانسيل هيدروليکى يا h را بکار برد. بنابر اين شيب هيدروليکى (dh/ds) برابر است با:
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 )
مقدار K را ضريب هدايت هيدروليکى مى‌ناميم. ملاحظه شود که جلوى K علامت منفى گذاشته شده است اين علامت نقشى در مقدار سرعت ندارد و فقط از نظر تعيين جهت جريان است. مثلاً اگر هميشه نقطه ۱ سمت راست و نقطه ۲سمت چپ انتخاب شود چنانچه با در نظر گرفتن علامت در جلو معادله نتيجه عدد مثبتى شد جريان از سمت چپ به راست و اگر عدد منفى بدست آمد جريان از راست به چپ خواهد بود.
توجه داشته باشيد که سرعت محاسبه شده با فرمول فوق سرعت ظاهرى است و سرعت واقعى آب که از منافذ بين ذرات خاک صورت مى‌گيرد به مراتب بيشتر از مقدار فوق است. زيرا آب فقط از داخل خلل و فرج عبور مى‌کند. چنانچه تخلخل خاک n باشد سرعت واقعى آب يا به اصطلاحى سرعت منفذى (Vp) عبارت است از:
Vp = V / n
در طراحى آبيارى سروکار ما با سرعت ظاهرى حرکت آب است، اما در بررسى انتقال مواد شيميايى در خاک و يا برخى مسائل زهکشى مى‌بايست سرعت منفذى نيز در نظر گرفته شود.
براى اندازه‌گيرى ضريب هدايت هيدروليکى يا در آزمايشگاه از نمونه‌هاى دست نخورده خاک استفاده مى‌شود و يا در مزرعه از چاهک‌هاى کم‌عمق استفاده مى‌شود.
نفوذ
اندازه‌گیری نفوذ
معادله‌های نفوذ
از ديگر خصوصيات فيزيکى خاک نفوذ آب به داخل خاک مى‌باشد. نفوذ بر حسب تعريف عبارت از وارد شدن آب از سطح زمين به داخل خاک است. سرعت وارد شدن آب به خاک يا به عبارت ديگر سرعت نفوذ از پارامترهاى بسيار مهم در طراحى آبيارى است. در واقع نوع سيستم آبيارى که براى يک منطقه برگزيده مى‌شود بر اساس خصوصيات نفوذ آب به داخل خاک است.
بنابر اين سرعت نفوذ آب به داخل خاک را بايد مهمترين پارامتر فيزيک خاک دانست که در طراحى سيستم آبيارى بايد در نظر گرفته شود. چنانچه مقدار نفوذ تجمعى آب به داخل خاک را بررسى کنيم مشاهده مى‌شود. که نفوذ ابتدا بسيار سريع انجام مى‌شود به‌طورى که منحنى تغييرات نفوذ تجمعى نسبت به زمان شکلى مشابه (منحنى‌هاى نفوذ براى انواع مختلف خاک‌ها) که در آن منحنى نفوذ براى تعدادى از انواع خاک‌ها مختلف کشاورزى رسم شده است خواهد داشت. در اين شکل مشاهده مى‌شود که براى خاک‌سيلت لوم مقدار آب نفوذ يافته در خاک نسبت به زمان از شروع نفوذ تا دقيقه ۱۰۰ به طور پيوسته افزايش مى‌يابد ولى براى يک خاک رسى تا ۱۰ دقيقه اول مقدار نفوذ افزايش اما بعد از آن آب قابل توجهى به زمين نفوذ نمى‌کند. با اين وجود منحنى‌هاى نفوذ تجمعى آب به خاک در تمام خاک‌ها از يک شکل کلى تبعيت مى‌کنند. چنانچه عمق آب نفوذ يافته را با حرف i و زمان را با حرف t نشان دهيم سرعت نفوذ (di/dt) که همان شيب منحنى نفوذ تجمعى باشد نسبت به زمان بطور مرتب کاهش پيدا مى‌کند. يعنى به‌تدريج که آب در خاک نفوذ مى‌کند از سرعت نفوذ کاسته مى‌شود.
سرعت نفوذ لحظه‌اي، را نبايد با متوسط سرعت نفوذ اشتباه کرد. اگر مقدار عمق آب نفوذ يافته در لحظه t0 برابر i0 و در لحظه t برابر it باشد متوسط سرعت نفوذ برابر است با:
متوسط سرعت نفوذ = it-i0 / t-t0
اما سرعت نفوذ لحظه‌اى برابر است با متوسط سرعت نفوذ در صورتى که t-t0 به سمت صفر ميل 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
مفاهيم سرعت نفوذ لحظه‌اي، متوسط سرعت نفوذ، و نفوذ تجمعى و تغييرات آنها نسبت به زمان در شکل تيپ منحنى‌هاى سرعت متوسط و سرعت لحظه‌اى نفود و نفوذ تجمعى نشان داده شده است. سرعت نفوذ آب به داخل خاک به درصد رطوبت اوليه خاک نيز بستگى دارد اين موضوع در شکل تيپ منحنى‌هاى سرعت متوسط و سرعت لحظه‌اى نفود و نفوذ تجمعى نشان داده شده است. در اين شکل سرعت نفوذ نسبت به زمان براى يک نوع خاک با ۶ رطوبت اوليه نشان داده شده است. همان‌طور که مشاهده مى‌شود، هر چه رطوبت اوليه خاک بيشتر باشد سرعت نهايى نفوذ آب به داخل خاک کاهش مى‌يابد. اين موضوع نشان مى‌دهد که هنگامى که بارندگى روى خاک مرطوب مى‌بارد ميزان رواناب سطحى زيادتر از حالتى است که خاک در ابتدا خشک بوده است. همين مفهوم اساس ارائه روش جديدى براى آبيارى نيز گرديده که بنام آبيارى موجى (Surge Irrigation) معروف شده است. در آبيارى موجى از اين اصل استفاده شده است که در هر موج (سيکل) آب روى زمين خيس شده حرکت مى‌کند تا به دليل پايين بودن شدت نفوذ آب با سرعت بيشترى به جلو رفته و لذا يکنواختى نفوذ در طول شيار بيشتر گردد.
اندازه‌گيرى نفوذ
نفوذ آب به داخل خاک را مى‌توان به روش‌هاى مختلفى اندازه‌گيرى کرد، انتخاب روش بسته به اين است که بخواهيم چه سيستمى از آبيارى را پياده کنيم. مثلاً اگر قرار باشد نفوذپذيرى را براى طراحى سيستم آبيارى بارانى تعيين نمائيم روشى را که برمى‌گزينيم متفاوت از حالتى خواهد بود که بخواهيم سيستم آبيارى کرتى يا نوارى را پياده کنيم. دليل اين امر آن است که سيستم‌هاى مختلف آبيارى سطح زمين را به حالت‌هاى گوناگون تغيير مى‌دهند و تغيير سطح زمين به مقدار قابل توجهى بر نفوذ آب مؤثر خواهد بود. در هر حال صرف‌نظر از نوع روش مى‌بايست اندازه‌گيرى نفوذ در مزرعه انجام شود زيرا اندازه‌گيرى‌هاى آزمايشگاهى نتايج قابل اعتمادى را به‌دست نمى‌دهند.
در آبيارى نواري، و گاهى اوقات آبيارى جوى پشته‌اي، معمولاً از حلقه‌هاى ساده يا مضاعف استفاده مى‌شود. اين حلقه‌ها به حلقه‌هاى نفوذ معروف مى‌باشند. در هر دو حالت عمق آب نفوذ‌يافته نسبت به زمان اندازه‌گيرى مى‌شود تا بر اساس آن بتوان ضرايب معادله کوستياکوف يا فيليپ را به‌دست آورد. سپس مطابق مثالى که در زير آورده مى‌شود نفوذپذيرى خاک سنجيده مى‌شود. براى آنکه اثر نفوذ جانبى آب و شرايط مرزى را به حداقل برسانيم توصيه مى‌شود به‌جاى يک حلقه ساده از حلقه‌هاى مضاعف استفاده شود تا فشار آب در حدفاصل دو حلقه باعث شود که نفوذ آب در حلقه داخلى به‌طور عمودى صورت گيرد. براى اين اندازه‌گيرى معمولاً ۱۵ تا ۶۰ دقيقه وقت لازم است.
معادله‌هاى نفوذ
معادله کوستیاکوف (Kostiakov)
معادله فیلیپ (Philip)
معادله سازمان حفاظت خاک آمریکا (Soil Conservation Service)
براى آنکه پديده نفوذ به‌صورت نظرى توصيف شود معادل‌هاى مختلفى ارائه شده است. تعداد اين معادله‌ها نسبتاً زياد است. که پاره‌اى از آنها بسيار پيچيده مى‌باشند به‌طورى که حل آنها بدون استفاده از ماشين‌هاى محاسب عملى نيست اما تعدادى معادله ساده نيز توسط متخصصان ارائه شده است.
معادله کوستياکوف (Kostiakov)
معادله کوستياکوف (Kostiakov) يکى از اولين معادله‌هايى که براى توصيف نغوذ آب به داخل خاک ارائه شده است معادله کوستياکوف مى‌باشد. اين معادله به‌شرح زير است:
(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.
منظور از زمان کوتاه يعنى حدود چند ساعت که چون در سيستم‌هاى آبيارى سروکار با حدود همين چند ساعت است لذا اين معادله در طراحى سيستم آبيارى کاربرد زيادى دارد. در واقع معادله کوستياکوف فقط تا زمانى صادق است که سرعت نفوذ آب در خاک معادل ضريب آبگذرى اشباع خاک (هدايت هيدروليکي) نشده و هنوز در مراحل 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
در اوايل فرآيند نفوذ ضريب ثابت جذب آب غالب است ولى در اواخر نفوذ ضريب ثابت آبگذرى غالب مى‌شود. ضريب ثابت آبگذرى تقريباً مساوى ضريب هدايت هيدروليکى خاک است. تجربه نشان داده است که معادله قيليپ براى دوره‌هاى طولانى‌تر يعنى بيشتر از چند ساعت نتايج بهترى به‌دست مى‌دهد. به‌عبارت ديگر معادله فيليپ بر اين اصل استوار است که نفوذ تحت‌تاثير مشترک شيب مکش کاسته شده و نفوذ عمدتاً در اثر ثقل انجام مى‌شود. زيرا اختلاف پتانسيل بين خاک خشک و خاک اشباع سطحى بر فاصله بيشترى تقسيم مى‌شود و مقدار آن به سمت صفر ميل مى‌کند و در نهايت شدت جريان با هدايت هيدروليکى خاک برابر مى‌گردد.
معادله سازمان حفاظت خاک آمريکا (Soil Conservation Service)
معادله سازمان حفاظت خاک آمريکا (Soil Conservation Service) کارشناسان سازمان حفاظت خاک آمريکا بر اساس معادله کوستياکوف آزمايش‌هاى زيادى در مزارع انجام دادند که نهايتاً منجر به روشى در محاسبه نفوذ گرديد که به معادله سازمان حفاظت خاک (SCS) معروف است. اين معادله عبارت است از:
(معادله ۹): i=a(t)b+c
به‌طورى‌که مشاهده مى‌شود اين معادله تقريباً مشابه معادله کوستياکوف مى‌باشد با اين تفاوت که ضريب c به آن اضافه شده است. در اين معادله i و t به ترتيب نفوذ تجمعى 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 نفوذ برحسب اينچ يا سانتى‌متر محاسبه شود متفاوت است اما b فقط بستگى به نوع خاک دارد. سازمان SCS مطابق شکل منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ تجمعى با روش SCS تعدادى منحنى‌هاى شماره‌دار که رابطه لگاريتمى نفوذ تجمعى و زمان براى خاک‌هاى مختلف است ارائه داده است.
براى پيدا کردن ضرايب معادل SCS ابتدا بايد نتايج آزمايشات صحرائى را روى اين نمودار آورد تا مشخص شود که نتايج به‌دست آمده با کدام‌يک از اين منحنى‌ها بيشترين مطابقت را دارد.
به اين ترتيب که در صحرا مقدار نفوذ تجمعى نسبت به زمان اندازه‌گيرى و سپس نقاط به‌دست آمده روى شکل منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ تجمعى با روش SCS برده مى‌شود تا شماره منحنى نفوذ به‌دست آيد. حال با داشتن شماره منحنى از روى جدول پارامترهاى محاسبه نفوذ تجمعى با روش SCS مى‌توان مقادير a و b را به‌دست آورد. توجه داشته باشيد که در اين نمودار زمان بر حسب دقيقه و مقدار نفوذ بر حسب اينچ بوده و اگر اندازه‌گيرى نفوذ بر اساس واحدهاى ديگرى باشد لازم است ابتدا آنها را به اين واحدها تبديل نماييد.
منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ تجمعى با روش SCS
معادله i=a(t)b+c مى‌تواند هم در سيستم انگليسى و هم در سيستم متريک به‌کار برده شود. در سيستم متريک i بر حسب سانتى‌متر و در سيستم انگليسى بر حسب اينچ در 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 c را متناسب با نوع سيستم واحدها انتخاب نمود. پس از اين که مشخص شد داده‌هاى تجربى با کدام يک از منحنى‌ها مطابقت دارد شماره آن منحنى از روى شکل منحنى‌هاى شماره‌دار نفوذ براى استفاده در روش SCS يادداشت مى‌شود و سپس از جدول پارامترهاى محاسبه نفوذ تجمعى با روش SCS مقدار a (بسته به اينکه بخواهيم i بر حسب سانتى‌متر يا اينچ باشد) از ستون اول يا دوم و مقدار b از ستون آخر جدول قرائت مى‌شود. ضريب c ثابت بوده و مقدار آن براى حالتى که iبر حسب اينچ باشد ۲۷۵/۰ و براى حالتى که بر حسب سانتى‌متر باشد ۶۹۸۵/۰ مى‌باشد.
شماره‌اى که روى منحنى‌هاى نفوذ SCS نوشته شده 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 که روى آن عدد ۵/۱ نوشته شده است بيانگر اين است که خاکى که منحنى نفوذ آن بر اين خط مطابق دارد سرعت نهايى نفوذ در آن پس از يک مدت طولانى حدوداً برابر ۵/۱ اينچ در ساعت خواهد بود. بر حسب تعريف سرعت نهايى نفوذ زمانى است که در آن تغييرات سرعت نفوذ نسبت به زمان ناچيز باشد و به‌صورت کمّى تغييرات آن در مدت يک ساعت (60min) نسبت به ساعت قبل از ۵ درصد تجاوز نکند. به عبارت ديگر:
(معادله ۱۰): ( d / dt )( di / dt ) = d2i / dt2 = ( (0.05) / 60 ) (di/dt)
حال اين سؤال مطرح مى‌شود که حدوداً چند ساعت پس از شروع نفوذ مقدار سرعت به حد نهايى خود مى‌رسد. و مقدار آن در اين حالت چقدر است. براى به‌دست آوردن اين زمان با توجه به اينکه سرعت نهايى نفوذ معادل شماره منحنى نفوذ (بر حسب اينچ در ساعت) مى‌باشد چنانچه شماره منحنى نفوذ را با IF نشان دهيم مى‌توان 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 کاهش مى‌يابد و سرعت دومى هميشه از سرعت اولى کمتر مى‌باشد لذا تفاوت آنها يک عدد منفى مى‌باشد. در اين فرمول‌ها IF شماره منحنى نفوذ خاک و tL زمان رسيدن به مرحله نفوذ نهايى است. با حل هر کدام از معادله‌هاى فوق مى‌توان مقدار tL را بدست آورد.
موجوديت آب در خاک
اندازه‌گیری پتانسیل
نقاط پتانسیلی مهم
پتانسیل آب در خاک
انواع پتانسیل ها
موجوديت آب در خاک مربوط به توانايى خاک در نگهدارى آب مى‌باشد. اگر يک خاک را اشباع و سپس آن را به‌حال خود قرار دهيم، بخشى از آب موجود در بين ذرات خاک 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 آن آب ثقلى گفته مى‌شود. بنابراين آب ثقلى آبى است که به ذرات خاک نچسبيده و مى‌تواند آزادانه در لابه‌لاى ذرات حرکت نمايد. زمان خروج آب ثقلى از خاک در مورد خاک‌هاى شنى ۲۴ ساعت يا کمتر و در مورد خاک‌هاى رسى ۴۸ ساعت و يا بيشتر مى‌باشد. پس از آنکه آب ثقلى از خاک خارج شد مقدار ديگرى از آب در خاک وجود دارد که فقط با نيروى بزرگتر از ثقل مثل نيروى جذب ريشه‌ها مى‌تواند از خاک خارج شود. به اين بخش از آب موجود در خاک آب کاپيلارى يا آب موئينگى گفته مى‌شود. در واقع آب کاپيلارى آبى است که مى‌تواند مورد استفاده گياه قرار گيرد. پس از خارج شدن آب‌هاى ثقلى و موئينگى هنوز هم مقدار ديگرى آب در خاک باقى مى‌ماند که با نيروى زيادى به اطراف ذرات خاک چسبيده و معمولاً با نيروهاى موجود در طبيعت از خاک خارج نمى‌شود. به اين آب اصطلاحاً آب غشايى يا هيگروسکپى گفته مى‌شود. آب هيگروسکپى را ممکن است با خشک کردن خاک در گرم‌خانه‌ها خارج ساخت ولى توسط ريشه قابل جذب نمى‌باشد. مقدار رطوبتى که پس از خارج شدن آب ثقلى در خاک باقى مى‌ماند ظرفيت زراعى و يا ظرفيت نگهدارى آب در خاک نام دارد که يکى از نمايه‌هاى مهم در طراحى سيستم‌هاى آبيارى به شمار مى‌آيد.
اندازه‌گيرى پتانسيل
پتانسيل آب خاک در مزرعه توسط تانسيومتر يا بلوک‌هاى گچى اندازه‌گيرى مى‌شود. تانسيومترها فقط قادر هستند در دامنه تنش صفر تا ۸ متر کار کنند. خارج از اين دامنه خلأ شديد باعث شکسته شدن ستون آب در تانسيومتر مى‌گردد. حال آنکه در بلوک‌هاى گچى اين مشکل وجود ندارد. اشکال کار در بلوک‌هاى گچى آن است که اين بلوک‌ها مقاومت الکتريکى را اندازه‌گيرى مى‌کنند و براى بدست آوردن مقدار پتانسيل بايد به‌طور غير مستقيم از منحنى واسنجى (کاليبره) ديگرى استفاده کرد. حساسيت بلوک تابعى از مقدار گچ بکار رفته در ساختمان بلوک نيز مى‌باشد. بلوک‌ها دامنه تنش صفر تا ۱۵۰ متر آب را اندازه‌گيرى مى‌کنند ولى دقت آنها براى تمام اين دامنه يکسان نمى‌باشد. به‌همين دليل بلوک‌ها طروى ساخته مى‌شوند که يا در دامنه مرطوب بين صفر تا ۵۰ متر کار کنند يا دامنه خشک ۱۰ تا ۱۵۰ متر. ولى دقت کار بلوک‌هاى گچى در دامنه صفر تا ۸ متر به هيچ وجه مانند تانسيومترها نخواهد بود. همچنين توصيه مى‌شود که بلوک‌هاى گچى بيشتر در خاک‌هاى رسى بکار برده شود تا خاک‌هاى شني. زيرا خاک‌هاى 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 در چنين خاک‌هايى مى‌بايست بلوک نسبت به شورى نيز مستقلاً واسنجى شود.
در اندازه‌گيرى پتانسيل خاک توسط تانسيومتر بايد به نوع وسيله اندازه‌گيرى توجه داشت تانسيومترها ممکن است از نوع فلزى و يا جيوه‌اى باشند.
نقاط پتانسيلى مهم
هنگامى که خاک آبيارى مى‌شود رطوبت آن تا حد اشباع افزايش مى‌يابد . در نقطه اشباع پتانسيل خاک صفر و تمام منافذ خاکى از آب پر مى‌شود. البته در اين وضعيت رطوبت خاک قابل استفاده گياه نمى‌باشد زيرا در اين شرايط على‌الاصول امکان تنفس گياه و جذب فعالانه آب وجود ندارد. به‌تدريج با خارج شدن آب ثقلى از رطوبت خاک کاسته مى‌شود و شرايط براى جذب آب توسط گياه فراهم مى‌آيد. مناسب‌ترين وضعيت براى استفاده گياه از رطوبت خاک حدّ ظرفيت زراعى(Field Capacity) است که اختصاراً با علامت FC نشان داده مى‌شود.
ظرفيت زراعى مقدار رطوبتى که يک خاک اشباع شده پس از خارج شدن آب ثقلى در خود نگه مى‌دارد ظرفيت زراعى نام دارد. در خاک‌هاى زراعى اين حالت معمولاً ۲۴ تا 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 حد ظرفيت زراعى ثابت باشد و آن حالتى است که آب خاک تقريباً تحت تنشى معادل ۱ متر (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 يا يک سوم بار يعنى ۳۰۰ سانتى‌متر در نظر گرفته مى‌شود.
چون اکثراً لگاريتم پتانسيل خاک (برحسب سانتى‌متر) به‌عنوان نمايه‌اى در تشخيص وضعيت رطوبتى خاک مصطلح بوده و با علامت pf خاک حدود ۴/۲ مى‌باشد زيرا:
pF = log |-300|
pF = log(300) = 2.4
ظرفيت زراعى بالاترين حد رطوبت موجود در خاک براى استفاده گياه مى‌باشد. پائين‌ترين حدى که رطوبت خاک بتواند قابل استفاده گياه باشد نقطه پژمردگى است که به‌عنوان يک نقطه پتانسيلى ديگر در زير به تشريح آن مى‌پردازيم.
پتانسيل آب در خاک
بهتر است تعريف مفهوم پتانسيل آب در خاک را با چند مثال ساده آغاز کنيم. اکثراً مشاهده مى‌شود که در خاک‌هاى مختلف حتى اگر درصد رطوبت آنها يکسان باشد گياهان رشد يکسانى ندارند. يعنى يکسان بودن رطوبت خاک دليل بر يکسان بودن رشد نمى‌تواند باشد. اين امر مى‌رساند که در خاک‌هاى مختلف رطوبت اوليه يکسان در اختيار گياه قرار نمى‌گيرد. مثال ديگر اينکه اگر دو نوع خاک با رطوبت اوليه يکسان را به مدت مساوى در گرم‌خانه‌اى قرار دهيم و سپس رطوبت آنها را ندازه‌گيرى کنيم ملاحظه مى‌شود که مقدار رطوبت باقى‌مانده در اين دو مساوى نخواه بود. به‌عبارت ديگر خاک‌ها در مقابل نيروهايى که باعث خارج کردن 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 مختلف باشند در مجاورت هم قرار دهيم مشاهده خواهد شد که رطوبت از خاکى که بافت درشت دارد به سمت خاکى که بافت آن ريز مى‌باشد حرکت خواهد نمود. اين پديده‌ها از روى مقدار رطوبت قابل توصيف نيستند بلکه براى توجيه آنها بايد از معيار ديگرى استفاده شود که همان پتانسيل آب در خاک است. براى تعريف بهتر پتانسيل مى‌توان موضوع را به نحو ديگرى نيز توصيف نمود. مى‌دانيم که گرما يکى از خصوصيات اجسام است ولى با داشتن مقدار گرما نخواهيم دانست که آيا گرما در جسم حرکت مى‌کند يا نه، در اين صورت از نمايه ديگرى که شدت گرما را نشان دهد استفاده مى‌شود. اين نمايه دما يا درجه حرارت است.
اگر دما را در دو سر يک جسم بدانيم خواهيم فهميد که آيا گرما در جسم حرکت مى‌کند يا نه و از کدام سمت به کدام طرف؟ زيرا عامل انتقال گرما اختلاف دماست و نه اختلاف گرما. به همين صورت در خاک هم لازم است علاوه بر مقدار رطوبت از نمايه ديگرى استفاده کنيم تا در شناخت حرکت آب به ما کمک کند اين نمايه همان پتانسيل آب در خاک يا به اصطلاح شدت رطوبت مى‌باشد. مى‌دانيم بر حسب تعريف پتانسيل توانايى انجام کار است و لذا پتانسيل آب مقدار کارى است که بايد روى يک گرم آب موجود در خاک انجام گيرد تا آن را از وضعيت خود خارج و در وضعيتى مشابه يا وضعيت يک گرم آب موجود در سطح آب آزاد قرار دهد. به‌عبارت ساده‌تر پتانسيل نيروهايى است که آب در خاک با آن درگير بوده و براى اخذ آب از خاک بايد بر آن نيروها غلبه کنيم.
انواع پتانسيل ها
پتانسيل آب در خاک ناشى از چندين عامل مختلف است که ما در اين جا سه نوع آن را بررسى مى‌کنيم: پتاسنيل ثقلي، پتانسيل فشاري، پتانسيل اسمزي. در واقع آب در هر موقعيت مى‌تواند داراى هر سه جزء پتانسيلى باشد که مجموع آنها پتانسيل آب خاک را تشکيل مى‌دهد.
پتانسيل ثقلى پتانسيلى است که يک واحد وزن آب موجود در خاک به دليل موقعيت خود نسبت به يک سطح مقايسه مرجع دارا مى‌باشد. مثلاً اگر يک جرم کوچک از آب در سيستم آب - خاک به اندازه Z بالاى يک سطح مقايسه فرضى قرار گيرد خواهيم گفت که پتانسيل ثقلى اين نقطه نسبت به آن سطح Z+ مى‌باشد. زيرا اگر اين جرم آب را رها کنيم تا رسيدن به سطح مرجع‌کارى به اندازه حاصل‌ضرب وزن خود در ارتفاع Z انجام مى‌دهد که براى واحد وزن آب (يک گرم) اين مقدار از نظر عددى برابر Z خواهد بود. ممکن است سطح مقايسه در بالاى نقطه انتخاب شود در اين صورت پتانسيل ثقلى آن Z- خواهد بود. توجه داشته باشيد که سطح مقايسه از نظر موقعيت، يک سطح قراردادى است و هر سطحى را انتخاب کنيد تفاوتى نخواهد کرد. زيرا اختلاف بين دو نقطه از نظر ارتفاع مستقل از موقعيت سطح مقايسه مى‌باشد. از نظر ساده بودن محاسبات توصيه مى‌شود سطح مقايسه طورى انتخاب شود که Z حتى‌الامکان مثبت باشد.
پتانسيل فشارى يک نقطه از آب موجود در خاک ф/p بسته به اين که خاک اشباع يا غير اشباع باشد مى‌تواند مثبت يا منفى باشد. يعنى اگر فشار آب بالاتر از فشار اتمسفر باشد (مانند يک نقطه از آب در داخل يک خاک اشباع که فشار آن بيش از فشار اتمسفر است) پتانسيل فشارى مثبت و اگر فشار آب در نقطه مورد نظر کمتر از فشار اتمسفر باشد پتانسيل فشارى منفى خواهد بود. هنگامى که خاک غير اشباع باشد پتانسيل فشارى منفى باعث مى‌شود که جسم خاک و يا به‌عبارت ديگر ماتريکس خاک رطوبت را جذب نمايد. در اين حالت گفته مى‌شود تنش کاپيلارى ايجاد شده است. در بعضى نوشته‌ها پتانسيل را در اين حالت پتانسيل ماتريک مى‌گويند. بنابر اين در خاک‌هاى اشباع نقاطى که زير سطح ايستايى قرار دارند داراى پتانسيل فشارى مثبت هستند و نقاطى که هم‌تراز سطح آب هستند پتانسيل فشارى آنها صفر است نقاطى که بالاى سطح ايستايى قرار دارند پتانسيل فشارى در آنها منفى مى‌باشند.
سومين نوع پتانسيل که در سيستم آب - خاک مطرح است پتانسيل 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 واقع بايد قدرت جذب ريشه‌ها بر نمک فائق آمده تا بدون جذب نمک آب را از خاک خارج کند. در خاک‌هايى که مقدار نمک زياد باشد حتى آب موجود در ريشه‌ها نيز ممکن است به سمت نمک کشيده شود. اگر نمک زياد باشد حتى آب موجود در ريشه‌ها نيز ممکن است به سمت نمک کشيده شود. اگر نمک موجود در محلول خاک اندک باشد مى‌توان از پتانسيل اسمزى صرف‌نظر کرد وگرنه بايد اين پتانسيل هم 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 گرفته نمى‌شود زيرا در هر دو نقطه اين پتانسيل مساوى بوده و تفاوت آنها صفر مى‌باشد ولى در حرکت آب از خاک به داخل گياه به دليل تفاوت پتانسيل اسمزى در محيط بايد مقدار آن را در نظر گرفت.
تصفيه خانه آب مراغه - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب شماره 2 کرج (رجائي شهر) - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب ايلام - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب سنندج - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب شماره 1 اروميه - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب گرمي استان اردبيل - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب اهر - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب مشکين شهر - چهارشنبه یکم تیر 1390
تصفيه خانه آب اليگودرز - دوشنبه سی ام خرداد 1390
تصفيه خانه آب قم - دوشنبه سی ام خرداد 1390
تصفيه خانه آب بابا شيخعلي اصفهان - دوشنبه سی ام خرداد 1390
تصفيه خانه آب بندرعباس - دوشنبه سی ام خرداد 1390
تصفيه آب خانه سوهانک - دوشنبه سی ام خرداد 1390
تصفيه خانه آب شماره 2 اروميه - دوشنبه سی ام خرداد 1390
مروری بر انواع پمپ - یکشنبه بیست و نهم خرداد 1390
دردی که فقط چند دقیقه فروکش می کند - جمعه بیست و هفتم خرداد 1390
منابع آب و اهمیت تصفیه پسابها - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
آب Water - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
حذف موجودهاي زنده در آب (گندزدايي) - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
روش های بهره برداری از دیگ های بخار و کنترل خوردگی در آن ها - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
اصول گندزدايي Principles of Disinfection - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
كمبود منابع آب جدي است - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
حفاظت از آب‌هاي زيرزميني، براي آيندگان - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
لوله های زهکشی و آزمایشات آن - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
تصفيه خانه آب هشترود - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
تصفيه خانه آب شماره 1 کرج (حصار) - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
تصفيه خانه آب سيرجان - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
تصفيه خانه بزرگ آب گيلان - پنجشنبه بیست و ششم خرداد 1390
آشناي با MTBE (متیل ترسیو – بوتیل اتر) - چهارشنبه بیست و پنجم خرداد 1390
نقش و اهميت آب در كنسرو سازي - چهارشنبه بیست و پنجم خرداد 1390
باکتری لژیونلا در منابع آب بیمارستانی - چهارشنبه بیست و پنجم خرداد 1390
اسمزی معکوس - چهارشنبه بیست و پنجم خرداد 1390
تاسیسات آبرسانی - سه شنبه بیست و چهارم خرداد 1390
بازنگری ضوابط طراحی طرح های آب تحت تأثیر گرم شدن کره زمین - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
شوینده ها و محیط زیست - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
مدیریت جهانی لجن ـ پیش بینی رشد جهانی لجن - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
جهان آینده و عطش آب شیرین - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
دریچه ای جدید به سوی منابع آب - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
راهبردهای منابع آب در بیابان و بیابانزدایی - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
بایدها و نبایدهای طرح های انتقال آب در ایران - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
اهمیت اقتصادی و کاربردی جلبک های میکروسکوپی - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
استاندارد ISO 14001 - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
آب در اسطوره - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
راهکاری نوین برای حفظ محیط زیست از سموم صنعتی - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
آلودگی آب شرب و اهمیت تصفیه - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
قنات حفظ پایداری محیط زیست - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
بهبود روش های مصرف آب - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
جریان آب زیرزمینی - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
باران های اسیدی و باران های قلیایی - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390
قنات و قنات داری در ایران - یکشنبه بیست و دوم خرداد 1390