идеализация, полезная для понимания количественного описания своеоб-
разия фильтрационной неоднородности почв.
В 50-х годах внутрипочвенную дисперсию при массопереносе (”’50и1е
@15рег510п” или ”т1$с1Ы!1е @1$р!асетеп{” начали изучать и в США (Рау,
Еогву!Пе, 1957; Сагапег, ВгтооК$, 1957; Noюе!еп, Втрраг, 1961). Методика
их исследований на физических моделях и интерпретация результатов вытес-
нения минерализованного почвенного раствора более пресным не отличи-
лись от вышеприведенных.
Способы моделирования конвективно-дисперсионного массопереноса.
Существующие модели КДП, как правило, описывают не реальные взаимо-
действия, приводящие к дисперсии растворенных веществ в поровом про-
странстве, а другие физические системы, для которых также характерна
дисперсия растворенных веществ в движущемся потоке. Один из таких
подходов — имитация реальной почвы набором слоев, в каждом из кото-
рых при движении почвенного раствора происходит вначале вытеснение
части раствора из соли, а затем перемешивание и установление равнове-
сий междуфазного массобмена. Он был впервые реализован Е.Н. Гапоном
и Т.Б. Гапон (1947) (хотя его описание находим уже у Б.Н. Никольско-
го в 1934 г.) и многократно применялся разными авторами в модифика-
циях (Минашина, 1972; Попова, Пачепский, 1972; ТегКеПочиЬ, ВабсосК,
1971; 
Тап]1 е% а!., 1972; 
Енпер, 1974; 
и др.). Дальнейшее развитие этот
подход получил при описании массопереноса в трещиноватых почвах (\Уа!-
1е5, 1988). В каждом из слоев, мысленно выделяемых в почвенном гори-
зонте (колонке, микромонолите) , предполагается существование несколь-
ких зон.
Массоперенос рассматривается в конфигурационном пространстве Х® @,
где х — вертикальная координата, @ — влажность. В каждом слое х 
_ 1 ®
<х < Х,„ Выделяются ячейки {0,;_; < 0 <0,, хп 
- 1 <х <х„ } . 
Предпола-
гается, что т = 1,2,.., М,а ! = 1,2,.., Му. Здесь М; — полное количество
слоев, на которые разбит изучаемый горизонт (колонка, монолит); М 
—
число зон, на которые подразделено поровое пространство. Зоне / соответ-
ствует диапазон величин влажности от д;_ , до д).
Массообмен между ячейками, по совокупности создающий суммарный
массоперенос, рассчитывается на основе вычисления потоков раствора в
направлении оси х. Далее использованы величины И, (т = 
1, 2,..., М;),
представляющие собой влагосодержание (на 
1 м?) т-го слоя. При этом
М7
Имз = ® И, где И— влагосодержание /-той зоны в т-м слое. Если
1= 1
рассчитаны влагосодержание каждого слоя и поток влаги @у, из 
всего
горизонта (колонки, монолита),тогда полный поток влаги их т-го в т +
+ 1-й слой может быть найден, исходя из сохранения массы
— 
Л 
—-
9т-1 = 9т * (шт — И’„{ 
)/А[— 
(104)
Здесь верхний индекс определяет номер шага по времени, А/ — продолжи-
тельность этого шага, д9 — поток извне в первый слой.
Основным соотношением модели является формула, задающая распре-
127