JORDVANDSKAPACITET, en værdi, der kvantitativt karakteriserer jordens vandholdende kapacitet; jordens evne til at absorbere og tilbageholde en vis mængde fugt fra dræning på grund af virkningen af ​​kapillær- og sorptionskræfter. Afhængigt af de forhold, der holder på fugten i jorden, skelnes der mellem flere typer vandretention: maksimal adsorption, kapillær, minimum og total.

Maksimal adsorption FUGT KAPACITET I JORD, bundet fugt, sorberet fugt, omtrentlig fugt - den største mængde fast bundet vand tilbageholdt af sorptionskræfter. Jo tungere jordens granulometriske sammensætning og jo højere humusindhold i den, jo større er andelen af ​​bundet fugt i jorden, der næsten er utilgængelig for druer og andre afgrøder.

Jordkapillær fugtkapacitet - den maksimale mængde fugt tilbageholdt i jorden over grundvandsspejlet af kapillære (menisk) kræfter. Afhænger af tykkelsen af ​​det lag, hvori det bestemmes, og dets afstand fra grundvandsspejlet. Jo større lagets tykkelse og jo kortere dets afstand fra grundvandsspejlet, desto højere er kapillærporøsiteten I samme afstand fra grundvandsspejlet bestemmes dets værdi af den totale og kapillære porøsitet, samt densiteten af jord. Tilknyttet den kapillære vandforsyning er kapillærbrynet (et lag af indespærret fugt mellem grundvandsspejlet og den øvre grænse af jordbefugtningsfronten). Under forhold med tilstrækkelig varme og frisk grundvand er det tilladt at placere druer, især bordsorter, i nærvær af en kapillær frynser i den nederste del af rodlaget. Ved saltholdigt grundvand bør kapillærbrynene være under rodlaget for at forhindre tilsaltning, som er skadelig for druerne. Kapillærvand karakteriserer jordens kulturelle tilstand. Jo mindre struktureret jorden er, jo mere kapillær stigning af fugt forekommer i den, dens fysiske. fordampning og ofte ophobning i den øvre del af letopløselige stoffer, inkl. og salte, der er skadelige for druer.

Den mindste JORDVANDSKAPACITET, mark JORDVANDSKAPACITET er den mængde vand, der faktisk tilbageholdes af jorden under naturlige forhold i en tilstand af ligevægt, når fordampning og yderligere vandtilstrømning elimineres. Denne værdi afhænger af den granulometriske, mineralogiske. og den kemiske sammensætning af jorden, dens tæthed og porøsitet. Anvendes ved beregning af vandingshastigheder. Jordens samlede vandkapacitet er fugtindholdet i jorden, forudsat at alle porer er helt fyldt med vand. Når vandtilførslen er færdig, tilbageholdes fugten i de store mellemrum mellem jordpartiklerne direkte af vandoverfladen eller et vandtæt lag. Vandkapaciteten i en jord beregnes ved dens samlede porøsitet. Værdien af ​​den samlede vandforsyning er nødvendig, når man beregner kapaciteten af ​​vandabsorption uden dannelse af overfladeafstrømning, for at bestemme kapaciteten af ​​jordvandstab, højden af ​​grundvandsstigningen under kraftig regn eller kunstvanding af vinmarker.
Litteratur: Rode A. A. Grundlæggende om jordfugtighedslæren. - L., 1992-1969.
- kap. 1-2; Jordbundsvidenskab / Ed. I. S. Kauricheva. - 3. udg., - Moskva,
1982.

En af jordens vigtigste vandegenskaber er fugtkapaciteten, som refererer til mængden af ​​vand, der tilbageholdes af jorden. Det udtrykkes som en procentdel af massen af ​​absolut tør jord eller dens volumen.

Den vigtigste egenskab ved jordens vandregime er dens laveste fugtkapacitet, hvilket forstås som den største mængde suspenderet fugt, som jorden er i stand til at tilbageholde efter rigelig fugt og dræning af gravitationsvand. Ved den laveste fugtkapacitet når den mængde fugt, der er tilgængelig for planter, den maksimalt mulige værdi. E. Mitscherlich kaldte mængden af ​​vand i jorden, minus den del af den, der udgør den såkaldte døde reserve, "fysiologisk tilgængelig jordfugtighed."

Den laveste fugtkapacitet bestemmes i marken under naturlig jordsammensætning ved hjælp af oversvømmet pad-metoden. Essensen af ​​metoden er, at jorden er mættet med vand, indtil alle porerne er fyldt med det, og derefter får den overskydende fugt lov til at dræne under påvirkning af tyngdekraften. Den etablerede ligevægtsfugtighed vil svare til HB. Det karakteriserer jordens vandholdende kapacitet. For at bestemme NV skal du vælge et område på mindst 1 x 1 m i størrelse, omkring hvilket der skabes en beskyttende kant, indesluttet i en dobbeltring af komprimerede jordruller 25-30 cm høje, eller der er installeret træ- eller metalrammer . Jordoverfladen inde på stedet er jævnet og dækket med groft sand med et 2 cm lag for at beskytte jorden mod erosion. Jordprøver tages nær stedet langs genetiske horisonter eller individuelle lag for at bestemme dets porøsitet, fugt og tæthed. Ud fra disse data bestemmes den faktiske vandreserve i hver af horisonterne (lagene) og porøsiteten. Ved at trække volumenet optaget af vand fra det totale porevolumen, bestemmes mængden af ​​vand, der kræves for at fylde alle porerne i det undersøgte lag.

Regneeksempel. Areal af hældeområdet S = 1 x 1 = 1 m2. Det er fastslået, at tykkelsen af ​​agerlaget er 20 cm eller 0,2 m, jordfugtighed W er 20 %; densitet d - 1,2 g/cm3; porøsitet P - 54%.

a) rumfang af agerlaget: V arable = hS = 0,2 x 1 = 0,2 m 3 = 200 l.

b) volumenet af alle porer i det undersøgte lag:

Vpore = Vjord (P/100) = 200 (54/100) = 108 l

c) mængden af ​​porer optaget af vand ved en luftfugtighed på 20 %

V vand = V lugt (W/100) S = 200 (20/100) 1 = 40 l

d) Volumen af ​​vandfri porer

V fri = Vpore - Vvand = 108 - 40 = 68 l.

For at fylde alle porerne i muldjorden inden for oversvømmelsesområdet skal der 68 liter vand til.

På denne måde beregnes vandmængden til at fylde jordens porer til den dybde, hvortil NV er bestemt (normalt op til 1-3 m).

For bedre at garantere fuldstændig iblødsætning øges vandmængden med 1,5 gange til sidespredning.

Efter at have bestemt den nødvendige mængde vand, begynder de at fylde stedet. En vandstrøm fra en spand eller slange er rettet mod en fast genstand for at undgå at forstyrre jordstrukturen. Når hele den specificerede mængde vand absorberes i jorden, dækkes dens overflade med en film for at forhindre fordampning.

Tiden for overskydende vand til at dræne og etablere ligevægtsfugtindhold svarende til HB afhænger af jordens mekaniske sammensætning. For sandet og sandet muldjord er det 1 dag, for leret jord 2-3 dage, for leret jord 3-7 dage. Mere præcist kan denne tid bestemmes ved at observere jordfugtigheden i området i flere dage. Når udsving i jordfugtigheden over tid er ubetydelige og ikke overstiger 1-2 %, så vil det betyde opnåelse af ligevægtsfugt, dvs. HB.

Under laboratorieforhold kan NI for jorde med forstyrret sammensætning bestemmes ved at mætte jordprøver med vand fra oven, analogt med at bestemme strukturen af ​​agerjordslaget.

Jordfugtighedskapacitet kaldet jordens evne til at rumme og tilbageholde en vis mængde vand.

Udførelse af analyse: Tag en cylinder med netbund og vej den. Den vejede cylinder fyldes til ¾ af sit volumen med lufttør jord og vejes igen.

Nedsænk cylinderen med jord i en beholder med vand og bring vandstanden i beholderen til niveauet for jorden i cylinderen. Efter at vandet har gennemblødt al jorden, lad overskydende vand dræne, tør den fugtede overflade af cylinderen, vej den og lav beregninger.

A = 100 (c - b) / (b - a)

hvor: A – jordens fugtkapacitet, %; a – massen af ​​den tomme cylinder, g; c – cylinderens masse med jord før nedsænkning i vand, g; с – massen af ​​cylinderen med jord efter mætning med vand, g.

Bestemmelse af jordkapillaritet

Kapillaritet refererer til jordens vandløftende kapacitet gennem kapillærer fra de nederste til de øvre lag, som afhænger af dens mekaniske sammensætning, dvs. Jo mindre jordpartiklerne er, jo højere er den kapillære stigning af fugt. Høj kapillaritet er ofte hovedårsagen til fugtig jord og lokaler, hvis der ikke træffes passende foranstaltninger (vandtætning).

Udførelse af analyse: En række (afhængigt af jordprøverne) af høje 50 - 100 cm glasrør med en diameter på 2-3 cm med centimeterinddelinger er installeret i et stativ. Hvert rør er fyldt med den jord, der testes. De nederste ender af rørene er bundet med klud og nedsænket i vandbade til en dybde på 0,5 cm. Ved at ændre jordens farve overvåger de hastigheden og højden af ​​vandstigningen og noterer dets niveau i centimeter efter 5 ; 10; 15; 20 og 60 minutter, og derefter hver time, indtil vandstigningen stopper.

Bestemmelse af jordens vandgennemtrængelighed

Vandgennemtrængelighed er jordens evne til at lede vand fra de øvre lag til de nederste lag. Vandpermeabilitet (filtreringskapacitet) bestemmes af mængden af ​​vand, der siver gennem et bestemt jordlag pr. tidsenhed og afhænger af størrelsen af ​​dets korn, tilstedeværelsen af ​​kolloide partikler og også af højden af ​​vandlaget over det.

Vandpermeabiliteten af ​​sandjord er 5-8 minutter, leret jord er 15 minutter eller mere.

Udførelse af analyse: Tag et glasrør med en diameter på 3-4 cm og en højde på 25-30 cm. Den nederste ende af røret bindes med klud og fyldes med tør knust jord til en højde på 20 cm, jævnt fordelt ved let bankning rørets vægge. Røret med jorden fastgøres i et stativ, og der hældes vand i det, mens vandstandens højde over jorden konstant holdes på 4 cm, indtil den første dråbe dukker op gennem stofbunden af ​​røret. Ved bestemmelse af vandgennemtrængelighed noteres tiden fra begyndelsen af ​​hældning af vand og tidspunktet for den første dråbe vises. Tidsforskellen viser, hvor hurtigt vand passerer gennem et 20 cm lag jord.

Registrering af forskningsresultater

Opgave 2.Bestem den maksimale molekylære (adsorptions) fugtkapacitet ved hjælp af A.F.-metoden. Lebedev.

Maksimal molekylær fugtkapacitet (MMC) er den største mængde hygroskopisk filmvand, der tilbageholdes af jordpartikler på grund af kræfterne fra molekylær tiltrækning.

Metoden til at bestemme den er baseret på at fjerne fugt over MW ved hjælp af en presse.

Arbejdsprocedure

Tag 10-15 g jord, sigtet gennem en si d = 1 mm (fin jord), i en porcelænskop, fugt med vand, indtil den er helt mættet og bland grundigt med en spatel.

Placer en metalring med et indvendigt hul på 4-5 cm i diameter på et stykke filterpapir dækket med et stykke gaze, og fordel den vandfyldte jord jævnt med en spatel, og udfyld hullet i ringen.

Efter fjernelse af ringen forbliver en cirkel af jord svarende til ringens tykkelse på filterpapiret. Dæk denne cirkel med et stykke gaze og lag toppen og bunden med filterpapir (20 ark).

Placer jordcirklerne tilberedt på denne måde (5-6 stykker) mellem træpuder under en presse i 30 minutter under et tryk på ca. 100 kg/cm2. Som følge heraf vil kun molekylært vand blive tilbage i jorden.

Ved slutningen af ​​presningen skal du hurtigt rense cirklen af ​​jord fra vedhæftende fibre af papir eller gaze og overføre den til en vejet kop.

Vej glasset med jord og tør det i en termostat ved en temperatur på 100-105 ºС, indtil det når en konstant vægt.

Vej det afkølede glas jord efter tørring til nærmeste 0,01 g.

Beregn MMV ved hjælp af formlen:

hvor A er massen af ​​glasset med våd jord, g;

B - masse af et glas med absolut tør jord, g;

C er massen af ​​det tomme glas.

MMV-værdien har samme afhængighed af jordens egenskaber som den maksimale hygroskopiske luftfugtighed. Den er konstant for hver jordbund og indeholder meget vanskeligt tilgængelig fugt for planter. MMV udgør cirka 7-9% af jordmassen.

Opgave 3. Bestem jordens kapillære fugtkapacitet (kV).

Kapillær fugtkapacitet er det maksimalt mulige indhold af kapillærvand i jorden (uden dets overgang til gravitationsvand). Det bestemmer faktisk reserverne af såkaldt produktiv fugt og plantelivets vandforhold. Dens værdi afhænger af jordens mekaniske og strukturelle sammensætning, humusindhold og saltsammensætning.

Arbejdsprocedure

Vej en tom cylinder med netbund og et stykke filterpapir indsat i den med en nøjagtighed på 0,1 g.

Fyld cylinderen op til halvdelen af ​​volumen med lufttør jord, komprimer den ved at banke den på din håndflade, og vej cylinderen med jorden.

Placer cylinderen med jord i et vandbad på filterpapir, så vandet er 0,5 cm over niveauet for bunden af ​​cylinderen.

Efter mætning, når overfladen af ​​jorden i cylinderen er fugtet, skal du fjerne cylinderen fra badet, duppe bunden og veje.

KV =
,

hvor KV – kapillær fugtkapacitet, %;

C – massen af ​​cylinderen med jord efter mætning, g;

B - cylinderens masse med lufttør jord, g;

A er massen af ​​den tomme cylinder, g.

Kapillær fugtkapacitet, bestemt i marken for en bestemt type jord med dybt grundvand, kaldes laveste fugtkapacitet (MC). Den laveste fugtkapacitet kendetegner jordens maksimale vandholdende kapacitet, når den gennemblødes fra oven. Værdien af ​​den mindste fugtkapacitet afhænger af en række jordegenskaber, hvoraf de vigtigste er den mekaniske og strukturelle sammensætning og humusindhold.

Den laveste fugtkapacitet er vigtig i kunstvandet landbrug. Baseret på dets værdi beregnes timingen for kunstvanding, kunstvanding og udvaskningsnormer, vandudbytte, produktiv fugt osv. bestemmes.

Når den er fugtet til den laveste fugtkapacitet, indeholder jorden den maksimale mængde fugt, der er tilgængelig for planter, pga. 55-75% af jordens porer er fyldt med vand.

Total fugtkapacitet (MC) er det maksimale vandindhold i jorden, svarende til volumenet af alle porer, revner og hulrum. Det karakteriserer jordens vandkapacitet. Den samlede fugtkapacitet kan beregnes ud fra jordens totale porøsitet: PV = S, % af jordvolumen og PV = , % efter vægt af absolut tør jord, hvor S – total porøsitet, % volumen; d – volumetrisk masse af jord, g/cm3.

Skriv dataene om jordens vandegenskaber ned i tabellen. 1.

Vand i jorden er en af ​​de vigtigste faktorer for jorddannelse og en af ​​de vigtigste betingelser for frugtbarhed. Med hensyn til genvinding bliver vand særligt vigtigt som et fysisk system, der står i et komplekst forhold til jordens og plantens faste og gasformige faser (fig. 9). Mangel på vand i jorden har en skadelig effekt på høsten. Kun med det indhold af flydende vand og næringsstoffer i jorden, der er nødvendigt for normal vækst og udvikling af planter under gunstige luft- og termiske forhold, kan et højt udbytte opnås. Den vigtigste vandkilde i jorden er nedbør, hvoraf hver millimeter pr. hektar er 10 m3 eller 10 tons vand. Der er en kontinuerlig vandcyklus på Jorden. Dette er en konstant igangværende geofysisk proces, herunder følgende links: a) fordampning af vand fra overfladen af ​​verdenshavene; b) overførsel af dampe ved luftstrømme i atmosfæren; c) dannelse af skyer og nedbør over hav og land; d) bevægelse af vand på jordens overflade og i dens indre (ophobning af nedbør, afstrømning, infiltration, fordampning). Vandindholdet i jorden er bestemt af zonens klimatiske forhold og jordens vandholdende kapacitet. Jordens rolle i ekstern fugtcirkulation og intern fugtudveksling øges som følge af dens dyrkning, når fugtighed, vandgennemtrængelighed og fugtkapacitet øges mærkbart, men overfladeafstrømning og ubrugelig fordampning reduceres.

Jordfugtighed

Vandindholdet i jorden spænder fra kraftig udtørring (fysiologisk tørhed) til fuldstændig mætning og vandfyldning. Den mængde vand, der i øjeblikket er til stede i jorden, udtrykt i vægt- eller volumenprocent i forhold til den absolutte tørre jord, kaldes jordfugtighed. At kende jordens fugtighed er det ikke svært at bestemme reserven af ​​jordfugtighed. Den samme jord kan fugtes uens i forskellige dybder og i visse områder af jordprofilen. Jordfugtighed afhænger af dens fysiske egenskaber, vandpermeabilitet, fugtkapacitet, kapillaritet, specifikke overfladeareal og andre fugtforhold. Ændring af jordfugtighed og skabelse af gunstige fugtforhold i vækstsæsonen opnås ved hjælp af landbrugsteknikker. Hver jord har sin egen fugtdynamik, der varierer langs genetiske horisonter. Der skelnes mellem absolut fugtighed, karakteriseret ved brutto (absolut) mængde fugt i jorden på et givet punkt på et givet tidspunkt, udtrykt i procent af jordens vægt eller rumfang, og relativ luftfugtighed, beregnet som en procent af porøsitet (total fugtkapacitet). Jordfugtighed bestemmes ved forskellige metoder.

Jordfugtighedskapacitet

Fugtkapacitet er jordens egenskab til at optage og tilbageholde den maksimale mængde vand, der på et givet tidspunkt svarer til påvirkningen af ​​kræfter og miljøforhold på den. Denne egenskab afhænger af fugttilstanden, porøsitet, jordtemperatur, koncentration og sammensætning af jordopløsninger, dyrkningsgraden samt af andre faktorer og betingelser for jorddannelse. Jo højere jord- og lufttemperatur, jo lavere fugtkapacitet, med undtagelse af jord beriget med humus. Fugtkapaciteten varierer afhængigt af genetiske horisonter og højden af ​​jordsøjlen. Jordsøjlen synes at indeholde en vandsøjle, hvis form afhænger af jordsøjlens højde over spejlet og af fugtforholdene fra overfladen. Formen af ​​en sådan søjle vil svare til det naturlige område. Disse søjler under naturlige forhold ændrer sig med årstider, såvel som med vejrforhold og udsving i jordens fugtighed. Vandsøjlen ændrer sig, og nærmer sig den optimale, under betingelser med jordbearbejdning og genvinding. Der skelnes mellem følgende typer af fugtkapacitet: a) fuld; b) maksimal adsorption; c) kapillær; d) det laveste felt og den maksimale markfugtkapacitet. Alle typer af fugtkapacitet ændres med udviklingen af ​​jorden i naturen og i endnu højere grad under industrielle forhold. Selv én behandling (løsner moden jord) kan forbedre dens vandegenskaber, hvilket øger markens fugtkapacitet. Og tilsætning af mineralsk og organisk gødning eller andre fugtabsorberende stoffer til jorden kan forbedre vandegenskaber eller fugtkapacitet i lang tid. Dette opnås ved at indarbejde gødning, tørv, kompost og andre fugtintensive stoffer i jorden. En genvindingseffekt kan udøves ved at indføre fugtbevarende, meget porøse, fugtintensive stoffer som perlit, vermiculit og ekspanderet ler i jorden.

Ud over hovedkilden til strålingsenergi kommer varme frigivet under eksotermiske, fysisk-kemiske og biokemiske reaktioner ind i jorden. Den varme, der opnås som følge af biologiske og fotokemiske processer, ændrer dog næppe jordtemperaturen. Om sommeren kan tør, opvarmet jord øge sin temperatur på grund af befugtning. Denne varme er kendt som befugtningsvarmen. Det viser sig med svag befugtning af jord rig på organiske og mineralske (lerholdige) kolloider. Meget let opvarmning af jorden kan skyldes jordens indre varme. Andre sekundære varmekilder omfatter den "latente varme" fra fasetransformationer, frigivet under processen med krystallisation, kondensering og frysning af vand osv. Afhængigt af den mekaniske sammensætning, humusindhold, farve og fugt, skelnes der mellem varme og kolde jorder. Varmekapacitet bestemmes af mængden af ​​varme i kalorier, der skal bruges for at hæve temperaturen på en enhedsmasse (1g) eller volumen (1 cm3) jord med 1°C. Tabellen viser, at med stigende luftfugtighed øges varmekapaciteten mindre for sand, mere for ler og endnu mere for tørv. Derfor er tørv og ler kolde jorder, og sandede jorde er varme. Termisk ledningsevne og termisk diffusivitet. Termisk ledningsevne er jordens evne til at lede varme. Det udtrykkes ved mængden af ​​varme i kalorier, der passerer per sekund gennem et tværsnitsareal på 1 cm2 gennem et lag på 1 cm med en temperaturgradient mellem to overflader på 1°C. Lufttør jord har lavere varmeledningsevne end våd jord. Dette forklares med den store termiske kontakt mellem individuelle jordpartikler forenet af vandskaller. Sammen med termisk ledningsevne skelnes termisk diffusivitet - forløbet af temperaturændringer i jorden. Termisk diffusivitet karakteriserer ændringen i temperatur pr. arealenhed pr. tidsenhed. Det er lig med den termiske ledningsevne divideret med jordens volumetriske varmekapacitet. Når is krystalliserer i jordens porer, kommer krystallisationskraften til udtryk, hvorved jordporerne tilstoppes og kiles, og der opstår såkaldt frosthævning. Væksten af ​​iskrystaller i store porer forårsager en tilstrømning af vand fra små kapillærer, hvor frysningen af ​​vand forsinkes i overensstemmelse med deres aftagende størrelse.

Kilderne til varme, der kommer ind i jorden, og dens udgifter er ikke de samme for forskellige zoner, derfor kan jordens termiske balance være både positiv og negativ. I det første tilfælde modtager jorden mere varme, end den afgiver, og i det andet - omvendt. Men den termiske balance af jord i enhver zone ændres mærkbart over tid. Jordens varmebalance kan reguleres i daglige, sæsonmæssige, årlige og langsigtede intervaller, hvilket gør det muligt at skabe et mere gunstigt termisk regime af jorden. Jordens termiske balance i naturlige zoner kan kontrolleres ikke kun gennem hydrogenvinding, men også gennem passende agro-genvinding og skovgenvinding samt nogle landbrugsteknikker. Vegetationsdække er gennemsnitlig jordtemperatur, hvilket reducerer dens årlige varmeomsætning, hvilket bidrager til afkøling af overfladelaget af luft på grund af transpiration og varmestråling. Store vandmasser og reservoirer moderate lufttemperaturer. Meget enkle tiltag, for eksempel plantedyrkning på højdedrag, gør det muligt at skabe gunstige forhold for termiske, lys-, vand- og luftforhold i jorden i det fjerne nord. På solrige dage er den gennemsnitlige daglige temperatur i rodlaget af jord på højdedragene flere grader højere end på den jævne overflade. Brugen af ​​el-, vand- og dampopvarmning ved hjælp af industriel affaldsenergi og uorganiske naturressourcer er lovende.

Således er regulering af jordens termiske regime og termiske balance sammen med vand-luftbalancen af ​​meget stor praktisk og videnskabelig betydning. Opgaven er at kontrollere jordens termiske regime, især at reducere frysning og fremskynde dens optøning.