Jordvandsregime

Den aktuelle version af siden er endnu ikke blevet gennemgået af erfarne bidragydere og kan afvige væsentligt fra den version , der blev gennemgået den 13. september 2020; checks kræver 12 redigeringer .

Jordens vandregime er et sæt processer med tilstrømning, bevægelse og forbrug af fugt i jorden .

Den vigtigste kilde til jordfugtighed er atmosfærisk nedbør , hvis mængde og fordeling over tid afhænger af klimaet i området og de meteorologiske forhold i de enkelte år. Der kommer mindre fugt ind i jorden, end den falder i form af nedbør, da en væsentlig del tilbageholdes af vegetation, især trækroner. Den anden kilde til fugt, der kommer ind i jorden, er kondensering af atmosfærisk fugt på jordoverfladen og i dens øvre horisonter (10-15 mm). Tåge kan give et meget større bidrag til nedbørsmængden (op til 2 mm/dag), selvom det er en sjældnere forekomst. Den praktiske betydning af tåge manifesteres hovedsageligt i kystområder, hvor der om natten samles betydelige masser af fugtig luft over jordoverfladen.

En del af den fugt, der er trængt ind i jordoverfladen, danner overfladeafstrømning , som observeres om foråret under snesmeltning, samt efter kraftig regn. Mængden af overfladeafstrømning afhænger af mængden af nedbør, terrænets vinkel og jordens permeabilitet. Der er også en lateral (intrajord) afstrømning på grund af forskellig tæthed af jordhorisonter . Samtidig filtreres vandet, der kommer ind i jorden, gennem de øvre horisonter, og når det når horisonten med en tungere granulometrisk sammensætning , danner det en grundvandsmagasin , kaldet jordtopvand . Noget af fugten fra aborren siver stadig ned i de dybere lag og når grundvandet , som tilsammen danner grundvandsafstrømning . Ved tilstedeværelse af en skråning af terrænet kan en del af fugten koncentreret i grundvandsmagasinet dræne ned i lavere områder af relieffet .

Ud over afstrømning bruges noget af jordfugtigheden til fordampning . På grund af det unikke og inkonsistente af jordens egenskaber som en fordampende overflade, under de samme meteorologiske forhold, ændres fordampningshastigheden i overensstemmelse med ændringer i jordens fugtighed . Mængden af fordampning kan nå 10-15 mm/dag. Jord med tæt grundvandsspejl fordamper meget mere vand end dybe.

Typer af jordfugtighed

Vandets bevægelse i jorden afhænger af graden af fugt og manifestationen af forskellige kræfter . En uundværlig betingelse for bevægelse af fugt er forskellen i kræfter ( gradient ). Alle kræfter virker på jordfugtigheden i tilslaget, men der er en bestemt kræfter, der er fremherskende, afhængigt af jordens fugtighed. Henholdsvis

Frit (gravitations)vand fylder store jordporer, danner under påvirkning af tyngdekraften en nedadgående strøm, der danner en aborre og delvist siver ned i grundvandet . På grund af gravitationsvand foregår der eluviale og illuviale processer i jorden, alle andre former for jordfugt dannes af det. Det kan selv kondensere fra damp, men genopfyldes hovedsageligt på grund af atmosfærisk nedbør.
Dampholdig fugt er til stede i jorden på ethvert niveau af dens fugtighed, og fylder porerne fri for dryp-væske fugt. Skelne mellem aktiv og passiv bevægelse af dampformig fugt. Den første skyldes diffusionsfænomener,den anden opstår indirekte sammen med jordluftens bevægelse . Dampfugtighed har stor betydning for vandets kredsløb i jorden, selvom den ikke udgør mere end 0,001 % af den samlede masse af jordfugtighed. Over tid slipper vanddamp fra jorden ud i atmosfæren , og de dampformige fugtreserver genopbygges fra andre former, herunder fysisk forbundne. Ved samme temperatur bevæger masser af dampholdig fugt sig fra områder, der er mere mættede med vanddamp, til mindre mættede. Ved forskellige temperaturer udføres bevægelse til et område med lavere temperatur, men ikke nødvendigvis mod et tørrere område. Dampfugten cirkulerer i hele jordprofilen, uanset grundvandets tykkelse og dybde .
Is dannes i jorde med et fald i temperatur fra andre former for fugt i rækkefølge - fra fri til bundet. Gravitationsvand fryser således i ikke-saltholdige jorder ved temperaturer tæt på 0 °C, mens det mest hygroskopiske vand kun fryser ved -78 °C [2] . Frysningen af jorden, der ikke er fugtet mere end dens samlede fugtkapacitet, ledsages af en forbedring af jordens struktur på grund af sammenpresning af korn og klumper af vand frosset i store porer og koagulering af kolloider i ufrosne mængder vand. Nedfrysningen af vandlidende jord medfører dens destrukturering på grund af brud på strukturelle elementer af is. Frosne, moderat fugtige jorde har en vis vandgennemtrængelighed, mens vandlidende jorde er uigennemtrængelige, indtil de tøer op. Nedfrysning af alt vand i jorden observeres for jord ved temperaturer [3] :

Grunding	Fryseområde _
Kaolinit	-10-20°C
let muldjord	-20-30°C
Sildig muldjord	-40-50°C
alluvial ler	-50-60°C
havler	-60-70°C
Montmorillonit	-75-80°C

Kemisk bundet (konstitutionel) fugt - er en del af molekylerne af stoffer (f.eks. Al (OH) 3 ), der udgør den mineralske del af jorden , i form af en hydroxylgruppe , der faktisk kun deltager i deres dannelse (f.eks. AI2O3 + 3 H20 → 2Al (OH ) 3 ) . Når jorden er brændt i intervallet 400–800 °C, fjernes den, hvilket er ledsaget af nedbrydning af det tilsvarende mineral. Den største mængde kemisk bundet vand er indeholdt i lermineraler [4] , derfor kan dets indhold i jorden bedømmes ud fra graden af lerindhold i jorden.
Krystallinsk (krystallisation) fugt - i modsætning til kemisk bundet, indgår i sammensætningen af stoffer som hele molekyler, der danner krystallinske hydrater - CaSO 4 2H 2 O ( gips ), Na 2 SO 4 10H 2 O ( mirabilite ) osv. Det fjernes brat ved temperaturer 100-200 °C, og hvert efterfølgende vandmolekyle spaltes ved en højere temperatur, hvilket kun fører til en ændring i mineralers fysiske egenskaber, og ikke til deres nedbrydning, som det er tilfældet med kemisk bundet fugt. I store mængder findes sådant vand i mirabilite solonchaks .

Kemisk bundet og krystallinsk fugt kombineres ofte under navnet hydrat . Hydreret fugt i jorden bevæger sig ikke og er ikke tilgængelig for planter.

Hygroskopisk fugt - adsorberes af jordpartikler fra atmosfæren, når dens fugtighed er mindre end 95%, eller forbliver i jorden, når den tørres til en lufttør tilstand (normalt ved en luftfugtighed på 50-70%). Følgelig stiger værdien af hygroskopisk jordfugtighed også med en stigning i luftfugtighed. Det samme sker i takt med, at jordens granulometriske sammensætning bliver tungere, hvilket især er udtalt med et højt indhold af humus og silt i jorden med en partikeldiameter på mindre end 0,001 mm . Ifølge de fleste forskere dækker hygroskopisk fugt ikke helt jordpartikler, men er kun koncentreret i nogle områder.

Den maksimale hygroskopiske fugt adsorberes af jorden fra atmosfæren med en relativ luftfugtighed på 95-100%. Ved negative temperaturer falder den maksimale hygroskopiske fugtighed af ikke-saltholdig jord sammen med procentdelen af ufrosset vand generelt [6] . Jordpartiklernes adsorptionskapacitet afhænger af deres størrelse, form og kemiske sammensætning, og selv på én partikel kan tykkelsen af fugtlaget være forskellig afhængig af overfladens form. Samtidig kondenserer en del af dampen på konkave områder, som et resultat af, at den samlede mængde vand har en dobbelt karakter, bestående af adsorberet og kapillarkondenseret fugt.

Hygroskopisk og maksimal hygroskopisk fugt fjernes fra jorden ved opvarmning til 100-105 °C; disse former er utilgængelige for planter.

Film (molekylær) fugt er yderligere fugt adsorberet af jorden fra væskefasen over det maksimale hygroskopiske lag. Det er mindre forbundet med jordpartikler end sidstnævnte, og løsheden øges fra de indre lag til de ydre. Af denne grund absorberes filmfugt, selvom det er svagt, af planter. Den bevæger sig under påvirkning af gradienter af vandtryk , temperatur og jordfugtighed, samt osmose , mens dens hastighed er begrænset til titusinder af centimeter om året [5] .
Kapillær fugt - fastholdes og bevæger sig gennem små porer i jorden under påvirkning af kapillære kræfter . I porer større end 8 mm i diameter dannes der ikke en kontinuerlig konkav menisk , da kapillærkræfter ikke udtrykkes. I porer mindre end 3 μm er vand overvejende i den adsorberede tilstand, og kapillærbevægelse er meget vanskelig eller fraværende. Følgelig observeres den højeste intensitet af kapillær bevægelse af fugt i jord med en gennemsnitlig granulometrisk sammensætning ( løsslignende ler osv.); det udføres i overensstemmelse med gradienterne af fugtighed, temperatur og kemisk potentiale ( osmose ): til zoner med mindre fugt og mindre opvarmet. Der er tre typer af kapillærfugtighed: bakket (når den nederste del af kapillærerne kommunikerer med grundvandsmagasinet - jordtopvand eller grundvand), suspenderet (når kapillærfugten rives af fra grundvandsmagasinerne og tilbageholdes af den resulterende kraft fra menisci) og plantet (dannet ved bevægelse af vand under en skarp ændring af granulometrisk sammensætning og ved grænserne med hulrum i jorden). Kapillær fugt er åben og lukket ( lukket ) for luftgennemtrængning . Lukket er placeret direkte under grundvandsmagasinerne, og kapillærerne er fuldstændigt fyldte med vand, selvom de indeholder noget opløst luft; vand af den åbne type veksler i kapillærer med områder fyldt med luft og dukker normalt op i jorden et stykke tid efter nedbør eller kunstvanding. Kapillær fugt er let tilgængelig for planter og er en af hovedkilderne til deres vandforsyning; ved hjælp af det bevæger hovedmassen af opløselige salte sig fra de nedre horisonter .
Intracellulært vand er indeholdt i de døde unedbrudte dele af planter. Indtil den fuldstændige nedbrydning af plantemassen er sådant vand ikke tilgængeligt for planter. En stor procentdel af det findes i svagt og unedbrudt tørv , torv og skovaffald .

Jordens vandegenskaber

Vandgennemtrængelighed er jordens egenskab til at absorbere fugt fra overfladen, lede den mellem horisonter , der ikke er mættede med vand, og filtrere gennem tykkelsen af horisonter mættet med vand. Vandgennemtrængelighed har en betydelig indflydelse på forløbet af jorddannende processer , dannelsen af overflade-, side- og grundvandsafstrømning og på intensiteten af vanderosion .

Vand trænger ind i jorden fra overfladen under påvirkning af tyngdekraften gennem store porer og opløses samtidig til siderne under påvirkning af kapillære fænomener. Processen med perception af vand af tør eller let fugtet jord kaldes vandabsorption , målt ved absorptionskoefficienten .

Vandholdende kapacitet

fugtkapacitet

Nogle jordvandskonstanter, i % tør jordvægt
Jorden	Afsnit	Horisonter, dybder i cm	Samlet fugtkapacitet	Maksimal hygroskopicitet	Planten visnende fugt	Aktivt fugtområde
Soddy-podzolisk tung lerholdig. Hvedestubbe . _	Sobakino-eksperimentelle Moskva-region	A p 0-20	30,8	3.2	4.8	26,0
		A 2 20-25	25.4	2.7	4.0	21.4
		B1 32-55 _	20.3	5.7	8.6	11.7
		B2 55-85 _	19.9	8.3	12.5	7.4
		B3 85-100 _	19.4	8,0	12,0	7.4
Grå skov tung leret. Rugstubbe . _	Starozhilovo-eksperimentel af Ryazan-regionen	A p 0-20	34.1	4.6	6.9	27.2
		A 2 20-40	28.4	4.4	6.6	21.8
		B1 40-60 _	26.8	7.3	11,0	15.8
		B1 60-88 _	24,0	7.8	11.7	12.3
		B2 88-100 _	22.1	7.5	11.3	10.8
Chernozem er tung leret. Virgin .	Central Black Earth Reserve , Kursk-regionen , Streletskaya-steppen .	A d 0-4	61,9	10.1	15.2	46,7
		A 1 4-14	38,3	8.6	12.9	25.4
		A1 14-34 _	32,5	8.4	12.6	19.9
		B1 34-64 _	29,8	8.2	12.3	17.5
		B2 64-90 _	27.2	7.9	11.8	15.4

Løftekapacitet

Fordampningsevne

Fugtighed

Jordens hældning

Jordvandsbalance

Typer af vandregime

Det grundlæggende i doktrinen om typerne af vandregime blev udviklet af G. N. Vysotsky . For at skelne typer tages der hensyn til følgende faktorer: tilstedeværelsen eller fraværet af permafrost i jorden , dybden af jordbefugtning til grundvandsniveauet eller kun inden for profilen, overvægten af stigende eller faldende vandstrømme i tykkelsen af jord. Følgelig skelnes følgende typer:

Permafrost - der er permafrost i jorden, i den varme periode tøer den op til en lav dybde i permafrostlaget, men med bevarelse af en betydelig del af det. På grund af dette og atmosfærisk nedbør dannes en permafrost over det resterende permafrostlag.
Karakteristisk jord : arktisk , tundra , permafrost eng-skov .
Sæsonbestemt permafrost - almindelig i regioner, hvor den maksimale nedbør forekommer om sommeren, og de suger jorden til grundvandsniveauet ( Amur-regionen , syd for Khabarovsk-territoriet osv.). Om vinteren fryser jorden til en dybde på mere end tre meter, og tøer kun helt op i juli - august . Indtil da har områdets vandregime alle kendetegn fra permafrosttypen.
Skylning - observeret i jorden i områder, hvor nedbør falder mere end fordamper. De faldende vandstrømme råder over de stigende, og jorden skylles ned til grundvandsspejlet. Under disse forhold ligger grundvandet normalt ikke dybere end 2 m fra overfladen.
Karakteristisk jordbund : podzol .
Periodisk udvaskning - i jordbunden i territorier, hvor mængden af nedbør er omtrent lig med fordampning, og i våde år vil der være mere nedbør og følgelig et udvaskningsregime, og i tørre år er overvægten af fordampning og en ikke-udvaskning vand regime.
Karakteristisk jordbund : grå skov .

I løbet af snesmeltningsperioden vaskes chernozems ud, befriet for overskydende salte. rød sort

Erosion-udskylning - i områder, der er tilbøjelige til vanderosion .
Ikke- udskylning - noteres i jordklimatiske zoner , hvor udgiftsposten i vandbalancen råder over den indgående, kun jordprofilen er dækket af fugtcirkulation, grundvandet er dybt, faldende strømme råder over opstigende (da hovedvandet forbruget falder ikke på fysisk, men på transpirationsfordampning ).
Karakteristiske jordarter : chernozems med let snesmeltning, kastanjer , brune .
Exudativ - med mængden af nedbør er der meget mindre fordampning. I dette tilfælde fordamper ikke kun den fugt, der er faldet i form af nedbør, men en del af grundvandet på højt niveau, som et resultat af hvilket grundvandet stiger gennem kapillærerne og når de øvre horisonter af jordprofilen. Da grundvandet under disse forhold oftest mineraliseres, transporteres opløste salte sammen med fugt gennem kapillærerne.
Karakteristiske jordarter : solonchaks , solonetzer .
Stillestående - almindelig i vådområder . Alle jordens porer er fyldt med vand, fordampning forhindres af specifik vegetation ( sphagnummosser osv.).
Karakteristisk jordbund : sumpet .
Alluvial - med årlig langvarig oversvømmelse af territoriet under flodfloden .
Karakteristisk jordbund : alluvial (flodslette)

Metoder til regulering af vandregimet

Regulering af vandregimet er en obligatorisk foranstaltning under intensivt landbrug. Samtidig udføres et sæt teknikker, der tager sigte på at eliminere ugunstige forhold for vandforsyningen af planter. Ved kunstigt at ændre de indgående og især udgående poster i vandbalancen kan man i væsentlig grad påvirke de samlede og nyttige vandreserver i jorde. For at skabe optimale betingelser for vækst og udvikling af planter er det nødvendigt at stræbe efter at afbalancere mængden af fugt, der kommer ind i jorden med dets forbrug til transpiration og fysisk fordampning, det vil sige skabelsen af en fugtkoefficient tæt på enhed. Regulering af vandregimet bør ske på grundlag af hensyntagen til klimatiske og jordbundsforhold samt behovene for dyrkede afgrøder i vand. Under specifikke jordbunds- og klimatiske forhold har metoder til regulering af vandregimet deres egne karakteristika. Forbedringen af vandregimet for dårligt drænede områder i zonen med tilstrækkelig og overdreven fugt lettes af udjævning af overfladen og udjævning af mikro- og meso-depressioner, hvor langvarig stagnation af vand observeres om foråret og efter sommeren regner. På jord med midlertidig overskydende fugt er det tilrådeligt at lave kamme om efteråret for at fjerne fugt. Høje kamme bidrager til en stigning i den fysiske fordampning, og der sker overfladeafstrømning langs furerne uden for marken. Jordbund af sumptype har brug for genvinding af dræn - en drænanordning eller brug af åbne dræn for at fjerne overskydende fugt. Reguleringen af vandregimet for jord i den fugtige zone med en stor mængde årlig nedbør er ikke begrænset til en dræningsretning. I nogle tilfælde, for eksempel på soddy-podzolisk jord, er der om sommeren mangel på fugt og behov for yderligere vand. Et effektivt middel til at forbedre fugttilførslen af planter i Non-Chernozem-regionen er bilateral fugtregulering, når overskydende fugt fjernes fra markerne gennem drænrør til specielle vandindløb og om nødvendigt tilføres markerne. I zonen med ustabil fugt og tørre områder er reguleringen af vandregimet rettet mod at maksimere ophobningen af fugt i jorden og dens rationelle brug. For eksempel tilbageholdelse af sne og smeltevand. For at gøre dette skal du bruge stubbe, vippeplanter, aksler af sne. For at reducere overfladeafstrømningen af vand anvendes efterårspløjning på tværs af skråninger, diger, periodisk furning, slidsning, båndplacering af afgrøder og cellulær jordbearbejdning. Shelterbælter spiller en enestående rolle i akkumuleringen af jordfugtighed. De beskytter sne mod at blæse væk om vinteren og bidrager til at øge fugtreserverne i et meter langt jordlag med 50-80 mm ved begyndelsen af vækstsæsonen og op til 120 mm i nogle år. Under påvirkning af skovbælter reduceres uproduktiv fordampning af fugt fra jordoverfladen. Mange landbrugsmetoder bidrager til akkumulering og bevarelse af fugt i jorden. Overfladeløsning af jorden om foråret eller lukkefugt ved harvning undgår unødvendige tab som følge af dens fysiske fordampning. Eftersåning af jordrullning ændrer tætheden af overfladelaget af agerhorisonten sammenlignet med resten af dens masse. Den resulterende forskel i jorddensiteter forårsager en kapillær indstrømning af fugt fra det underliggende lag og bidrager til kondensering af vanddamp i luften. Brugen af organisk og mineralsk gødning bidrager til en mere økonomisk udnyttelse af fugt. I ørkensteppe- og ørkenzonerne er den vigtigste måde at forbedre vandregimet på kunstvanding sammen med kompleks, ret kompleks jordgenvinding. Således er skabelsen af optimale fysiske og vandfysiske jord- og jordforhold en af hovedbetingelserne for at øge jordens frugtbarhed.

Se også

Noter

↑ 1 2 3 Zunker F. Das verhalten des Bodens zum Wasser. Handbuch der Bodenlehre. bd. VI, 1930, Berlin
↑ Kachinsky N. A. Jordens fysik. Del II. Vandfysiske egenskaber og jordbundsregimer. Tutorial. - M .: Højere skole, 1970, s. 26
↑ Litvinova T. A. Indflydelse af frossen jords specifikke overfladeareal og ultraporøsitet på indholdet af ufrosset vand i dem. M., 1961
↑ Kossovich P. S. Jordens vandegenskaber . - Sankt Petersborg: Zh. "Eksperimentel agronomi", bog. 3, 1904
↑ 1 2 3 Lebedev A.F. Jord og grundvand. M.-L.: Selkhozgiz, 1930
↑ Votyakov I. N. Sammenhæng mellem indholdet af ufrosset vand i frossen jord og det hygroskopiske fugtindhold i jorde. Izvestiya SO AN SSSR, Novosibirsk, 1960, s. 17-25
↑ Kachinsky N.A. Om jordfugtighed og metoder til at studere den. M.-L.: Selkhozgiz, 1930

Litteratur

Alekseev A. M., Gusev N. A. Indflydelse af mineralernæring på planters vandregime. - M., 1957
Alpatiev A. M. Fugtomsætning af kulturplanter. - L .: Gidrometeoizdat, 1954
Babaev A. G. Ørken som den er. - M .: "Ung garde", 1980
Bozhenova A.P. Vandvandring i frossen jord. - M., 1946
Bolshakov A.F. Vandregime af magtfulde chernozemer i det centralrussiske opland. - M .: Publishing House of the Academy of Sciences of the USSR, 1961
Budagovsky AI Fordampning af jordfugtighed. — M.: Nauka, 1964
Kachinsky N. A. Jordens fysik. Del II. Vandfysiske egenskaber og jordbundsregimer. Tutorial. - M .: Højere skole, 1970
Rozhkov V. A. Jordvidenskab. - Forlaget "Skovindustrien", 2006
Grundlæggende om jordbundsvidenskab og jordbundsgeografi. Ed. Kulizhsky S. P., Rudogo A. N., - Tomsk: Forlag af TSPU, 2004