SOIL WATER CAPACITY, en verdi som kvantitativt karakteriserer jordens vannholdende kapasitet; jordens evne til å absorbere og holde på en viss mengde fuktighet fra å renne av ved påvirkning av kapillær- og sorpsjonskrefter. Avhengig av forholdene som holder på fuktigheten i jorda, skilles flere typer vannabsorpsjon ut: maksimal adsorpsjon, kapillær, minst og fullstendig.

Den maksimale adsorpsjonskapasiteten til JORD, bundet fuktighet, sorbert fuktighet, omtrentlig fuktighet - den største mengden sterkt bundet vann som holdes tilbake av sorpsjonskrefter. Jo tyngre den granulometriske sammensetningen av jorda og jo høyere innholdet av humus i den, jo større er andelen bundet, nesten utilgjengelig for druer og andre avlinger, fuktighet i jorda.

JORDVANNKAPASITET - den maksimale mengden fuktighet som holdes tilbake i jorda over grunnvannsnivået av kapillære (menisk) krefter. Avhenger av tykkelsen på laget der det bestemmes og dets avstand fra grunnvannsspeilet. Jo større lagets tykkelse og jo mindre avstanden fra grunnvannsspeilet er, desto høyere er kapillær VP. Ved like avstand fra speilet bestemmes verdien av den totale og kapillære porøsiteten, samt tettheten til jorda. . En kapillærgrense (et lag med bakket fuktighet mellom grunnvannsnivået og den øvre grensen til fronten av jordfukting) er forbundet med den kapillære vannforsyningen. Under forhold med tilstrekkelig varme og friskt grunnvann er det tillatt å plassere druer, spesielt bordsorter, hvis det er en kapillærkant i den nedre delen av rotlaget. Med saltholdig grunnvann bør kapillærgrensen være under rotlaget slik at det ikke oppstår salinisering, noe som er skadelig for druer. Jordens kapillære V. karakteriserer jordas kulturtilstand. Jo mindre strukturert jorda er, jo mer kapillær stigning av fuktighet oppstår i den, dens fysiske. fordampning og ofte akkumulering i øvre del av lettløselige, inkl. og skadelig for druer, salter.

Den laveste JORDVANNKAPASITETEN, felt JORDVANNKAPASITET - mengden vann som faktisk holdes tilbake av jorda under naturlige forhold i en tilstand av likevekt, når fordampning og ytterligere vanntilførsel er eliminert. Denne verdien avhenger av den granulometriske, mineralogiske. og kjemisk sammensetning av jorda, dens tetthet og porøsitet. Det brukes i beregningen av vanningsnormer. Full V. p., vannkapasitet i jorda - fuktighetsinnholdet i jorda, forutsatt at alle porer er helt fylt med vann. Ved full V. fuktigheten som var i store intervaller mellom partikler i jorda, holdes direkte av et vannspeil eller et vannbestandig lag. Vannkapasiteten til en jord beregnes ut fra dens totale porøsitet. Verdien av den totale W. p. er nødvendig når man beregner kapasiteten til vannabsorpsjon uten dannelse av overflateavrenning, for å bestemme kapasiteten til jordvanntap, høyden på grunnvannsstigningen under kraftig regn eller vanning av vingårder.
Litteratur: Rode A. A. Grunnleggende om læren om jordfuktighet. - L., 1992-1969.
- kap. 1-2; Jordvitenskap / Red. I. S. Kauricheva. - 3. utgave, - Moskva,
1982.

En av de viktigste vannegenskapene til jorda er fuktighetskapasitet, som forstås som mengden vann som holdes tilbake av jorda. Det uttrykkes i % av massen av absolutt tørr jord eller av dens volum.

Den viktigste egenskapen til vannregimet til jord er dens laveste fuktighetskapasitet, som forstås som den største mengden suspendert fuktighet som jorda er i stand til å beholde etter rikelig fuktighet og avrenning av gravitasjonsvann. Ved den laveste fuktkapasiteten når mengden tilgjengelig fuktighet for planter maksimalt mulig verdi. Mengden vann i jorda, minus den delen av den, som er den såkalte døde reserven, kalte E. Mitcherlich «fysiologisk tilgjengelig jordfuktighet».

Den laveste fuktighetskapasiteten bestemmes i feltet under den naturlige sammensetningen av jorda ved metoden for oversvømmede områder. Essensen av metoden er at jorda er mettet med vann til alle porene er fylt med den, og deretter får overflødig fuktighet renne av under påvirkning av tyngdekraften. Den etablerte likevektsfuktigheten vil tilsvare HB. Det karakteriserer jordens vannholdende kapasitet. For å bestemme HB, velges et sted med en størrelse på minst 1 x 1 m, rundt hvilket det lages en beskyttende kant, omslutter den med en dobbel ring av komprimerte jordruller 25-30 cm høye, eller installerer tre- eller metallrammer . Jordoverflaten inne på stedet er jevnet og dekket med grov sand med et lag på 2 cm for å beskytte jorda mot erosjon. I nærheten av stedet tas det jordprøver langs genetiske horisonter eller individuelle lag for å bestemme dens porøsitet, fuktighetsinnhold og tetthet. Basert på disse dataene bestemmes den faktiske vannreserven i hver av horisontene (lagene) og porøsiteten. Ved å trekke volumet som er okkupert av vann fra det totale porevolumet, bestemmes mengden vann som kreves for å fylle alle porene i laget som studeres.

Regneeksempel. Området til flomområdet S \u003d 1 x 1 \u003d 1 m 2. Det er fastslått at tykkelsen på det dyrkbare laget er 20 cm eller 0,2 m, jordfuktighet W - 20%; tetthet d - 1,2 g/cm3; porøsitet P - 54%.

a) volumet av det dyrkbare laget: V lyske \u003d hS \u003d 0,2 x 1 \u003d 0,2 m 3 \u003d 200 l.

b) volumet av alle porene i det studerte laget:

V deretter \u003d Vpax (P / 100) \u003d 200 (54/100) \u003d 108 l

c) volumet av porene som opptas av vann med et fuktighetsinnhold på 20 %

V vann \u003d Vpah (W / 100) S \u003d 200 (20/100) 1 \u003d 40 l

d) Volumet av vannfrie porer

V gratis \u003d Vpore - Vwater \u003d 108 - 40 \u003d 68 l.

For å fylle alle porene i det dyrkbare jordlaget innenfor flomområdet, vil det kreves 68 liter vann.

Dermed beregnes vannmengden for å fylle jordporene til den dybden hvor HB bestemmes (vanligvis opptil 1-3 m).

For en større garanti for fullstendig bløtlegging økes vannmengden med 1,5 ganger for sideveis spredning.

Etter å ha bestemt den nødvendige mengden vann, fortsett å fylle stedet. En vannstråle fra en bøtte eller slange rettes mot en fast gjenstand for å unngå å forstyrre jorda. Når hele det angitte volumet av vann absorberes i jorda, er overflaten dekket med en film for å forhindre fordampning.

Tiden for overskuddsvann til å renne av og etablere et likevektsfuktinnhold tilsvarende HB avhenger av jordens mekaniske sammensetning. For sand- og sandholdig leirjord er det 1 dag, for leirholdig jord 2-3 dager, for leirholdig jord 3-7 dager. Mer presist kan denne tiden settes ved å observere jordfuktigheten i området i flere dager. Når svingninger i jordfuktighet over tid er ubetydelige, ikke over 1-2%, vil dette bety oppnåelse av likevektsfuktighet, dvs. HB.

Under laboratorieforhold kan HB for jord med forstyrret struktur bestemmes ved å mette jordprøver med vann ovenfra, analogt med å bestemme strukturen til åkerjordlaget.

jordfuktighetskapasitet Jordens evne til å inneholde og holde på en viss mengde vann kalles.

Utføre analyse: Ta en sylinder med nettingbunn og vei den. Den veide sylinderen fylles ¾ av volumet med lufttørr jord og veies igjen.

Sylinderen med jord senkes ned i et kar med vann og vannstanden i karet bringes til jordnivået i sylinderen. Etter at vannet har gjennomvåt all jord, la overflødig vann renne av, tørk av den fuktede overflaten av sylinderen, vei og gjør beregninger.

A \u003d 100 (c - c) / (c - a)

hvor: А – jordfuktighetskapasitet, %; a er massen til den tomme sylinderen, g; c er massen av sylinderen med jord før nedsenking i vann, g; c er massen av sylinderen med jord etter metning med vann, g.

Bestemmelse av jordkapillaritet

Under kapillariteten forstå vannløftekapasiteten til jorda gjennom kapillærene fra de nedre lagene til de øvre, som avhenger av dens mekaniske sammensetning, dvs. jo mindre jordpartiklene er, jo høyere er den kapillære stigningen av fuktighet. Høy kapillaritet er ofte hovedårsaken til fuktigheten i jorda, lokalene, hvis hensiktsmessige tiltak ikke er iverksatt (vanntetting).

Utføre analyse: En rad (avhengig av jordprøver) med høye 50 - 100 cm glassrør med en diameter på 2-3 cm med centimeterinndelinger er installert i et stativ. Hvert rør er fylt med den studerte jorda. De nedre endene av rørene er bundet med en klut og nedsenket i bad med vann til en dybde på 0,5 cm. Ved å endre fargen på jorda overvåker de hastigheten og høyden på vannstigningen, og noterer nivået i centimeter etter 5; 10; 15; 20 og 60 minutter, og deretter hver time til vanntilførselen stopper.

Bestemmelse av jordvannpermeabilitet

Permeabilitet er jordens evne til å lede vann fra de øvre lagene til de nedre. Vannpermeabilitet (filtreringskapasitet) bestemmes av mengden vann som siver gjennom et visst jordlag per tidsenhet og avhenger av størrelsen på kornene, tilstedeværelsen av kolloidale partikler og også av høyden på vannlaget over det.

Vannpermeabiliteten til sandjord er 5-8 minutter, leirjord - 15 minutter eller mer.

Utføre analyse: De tar et glassrør med en diameter på 3-4 cm, en høyde på 25-30 cm. Den nedre enden av røret er bundet med en klut og fylt med tørr knust jord til en høyde på 20 cm, og fordeler den jevnt med banking lett på veggene av røret. Røret med jord festes i et stativ og vann helles i det, og opprettholder konstant høyden på vannstanden over jorden på 4 cm til den første dråpen av røret passerer gjennom stoffbunnen. Under bestemmelsen av vanngjennomtrengelighet noteres tiden fra begynnelsen av å helle vann, og tidspunktet for utseendet til den første dråpen. Tidsforskjellen viser hastigheten på vannet som passerer gjennom et jordlag på 20 cm.

Registrering av forskningsresultater

Oppgave 2.Bestem maksimal molekylær (adsorpsjon) fuktighetskapasitet ved metoden til A.F. Lebedev.

Den maksimale molekylære fuktighetskapasiteten (MMW) er den største mengden hygroskopisk filmvann som holdes av jordpartikler på grunn av kreftene til molekylær tiltrekning.

Metoden for dens bestemmelse er basert på fjerning av fuktighet i overkant av MMW ved hjelp av en presse.

Arbeidsprosedyre

Ta 10–15 g jord siktet gjennom en sil d = 1 mm (fin jord) i en porselenskopp, fukt med vann til den er helt mettet og bland godt med en slikkepott.

På et ark med filterpapir dekket med et stykke gasbind, legg en metallring med et indre hull 4–5 cm i diameter og spre den vannfylte jorden jevnt med en slikkepott, fyll hullet i ringen.

Etter å ha fjernet ringen, forblir en sirkel av jord på filterpapiret, lik tykkelsen på ringen. Dekk denne sirkelen med et stykke gasbind og lag topp og bunn med filterpapir (20 ark).

Jordsirkler tilberedt på denne måten (5-6 stykker) plasseres mellom treavstandsstykker under en presse i 30 minutter under et trykk på ca. 100 kg / cm 2. Som et resultat vil bare molekylært vann forbli i jorda.

På slutten av pressingen, rens sirkelen av jord raskt fra vedheftende fibre av papir eller gasbind og overfør den til en veid kopp.

Vei glasset med jord og tørk det i en termostat ved en temperatur på 100–105 ºС til en konstant vekt.

Vei glasset med jord avkjølt etter tørking til nærmeste 0,01 g.

MMW for å beregne med formelen:

hvor A er massen til et glass med fuktig jord, g;

B er massen til et glass med absolutt tørr jord, g;

C er massen til det tomme glasset.

MMW-verdien har samme avhengighet av jordegenskaper som maksimalt hygroskopisk fuktighetsinnhold. Den er konstant for hver jord og inneholder svært vanskelig tilgjengelig fuktighet for planter. MMW er omtrent 7–9 % av jordmassen.

Oppgave 3. Bestem den kapillære fuktkapasiteten til jorda (kv).

Kapillærfuktighetskapasitet - det maksimalt mulige innholdet av kapillærvann i jorda (uten overgang til gravitasjon). Det bestemmer faktisk reservene til den såkalte produktive fuktigheten og vannforholdene til plantelivet. Verdien avhenger av den mekaniske og strukturelle sammensetningen av jorda, innholdet av humus og sammensetningen av salter.

Arbeidsprosedyre

Vei en tom sylinder med nettingbunn og en sirkel av filterpapir satt inn i den til nærmeste 0,1 g.

Fyll sylinderen opp til halvparten av volumet med lufttørr jord, komprimer ved å trykke på håndflaten og vei sylinderen med jord.

Plasser sylinderen med jord i et vannbad på filterpapir slik at vannet er 0,5 cm over bunnen av sylinderen.

Etter metning, når overflaten av jorda i sylinderen er fuktet, fjern sylinderen fra badekaret, tørk bunnen og vei.

KV =
,

hvor KV er kapillær fuktighetskapasitet, %;

C er massen av sylinderen med jord etter metning, g;

B er massen til sylinderen med lufttørr jord, g;

A er massen til den tomme sylinderen, g.

Kapillærkapasiteten bestemt i felten for en bestemt type jord med dypt grunnvann kalles den minste fuktighetskapasiteten (HB). Den laveste fuktighetskapasiteten karakteriserer den maksimale vannholdende kapasiteten til jorda når den er gjennomvåt ovenfra. Verdien av den laveste fuktighetskapasiteten avhenger av en rekke jordegenskaper, hvorav de viktigste er den mekaniske og strukturelle sammensetningen og humusinnholdet.

Den laveste fuktkapasiteten er viktig i vannet landbruk. I henhold til verdien beregnes tidspunktet for vanning, vanning og spylehastigheter, vanntap, produktiv fuktighet, etc. bestemmes.

Når den er fuktet til laveste fuktighetskapasitet, inneholder jorda den maksimale mengden fuktighet som er tilgjengelig for planter, tk. 55–75 % av jordporene er fylt med vann.

Brutto vannkapasitet (TC) er det maksimale vanninnholdet i jorda, lik volumet av alle porer, sprekker og hulrom. Det karakteriserer vannkapasiteten til jorda. Den totale vannkapasiteten kan beregnes ut fra jordas totale porøsitet: WT = S, % av jordvolumet og TW = , % av massen av absolutt tørr jord, hvor S er den totale porøsiteten, % av volumet; d er den volumetriske massen til jorda, g/cm3.

Registrer dataene om vannegenskaper til jord i tabell. 1.

Vann i jorda er en av hovedfaktorene for jorddannelse og en av de viktigste betingelsene for fruktbarhet. Når det gjelder landgjenvinning, blir vann spesielt viktig som et fysisk system som står i komplekse forhold til de faste og gassformede fasene i jorda og planten (fig. 9). Mangelen på vann i jorda er skadelig for avlingen. Bare med innholdet av flytende vann og næringsstoffer i jorden som er nødvendig for normal vekst og utvikling av planter under gunstige luft- og termiske forhold kan et høyt utbytte oppnås. Hovedkilden til vann i jorda er nedbør, hvorav hver millimeter per hektar er 10 m3, eller 10 tonn vann. Vannets syklus fortsetter kontinuerlig på jorden. Dette er en konstant pågående geofysisk prosess, inkludert følgende lenker: a) fordampning av vann fra overflaten av havene; b) damptransport med luftstrømmer i atmosfæren; c) skydannelse og nedbør over hav og land; d) bevegelsen av vann på jordoverflaten og i dens dybder (akkumulering av nedbør, avrenning, infiltrasjon, fordampning). Vanninnholdet i jorda bestemmes av de klimatiske forholdene i sonen og jordas vannholdende kapasitet. Jordens rolle i ekstern fuktsirkulasjon og intern fuktutveksling øker som følge av dyrkingen, når fuktinnhold, vanngjennomtrengelighet og fuktkapasitet øker markant, men overflateavrenning og unyttig fordampning reduseres.

jordfuktighet

Vanninnholdet i jorda varierer fra kraftig uttørking (fysiologisk tørrhet) til fullstendig metning og vannlogging. Mengden vann som for tiden er i jorda og uttrykt som en vekt- eller volumprosent i forhold til den absolutte tørre jorda kalles jordfuktighet. Når du kjenner til fuktighetsinnholdet i jorda, er det ikke vanskelig å bestemme bestanden av jordfuktighet. En og samme jord kan fuktes ulikt på forskjellige dyp og i separate deler av jordpartiet. Jordfuktighetsinnholdet avhenger av dets fysiske egenskaper, vannpermeabilitet, fuktighetskapasitet, kapillaritet, spesifikk overflate og andre fuktighetsforhold. Endringer i jordfuktighet og etablering av gunstige forhold for fukting i vekstsesongen oppnås ved landbruksteknikker. Hver jord har sin egen fuktighetsdynamikk, som varierer på tvers av genetiske horisonter. Skille mellom absolutt fuktighet, som er karakterisert ved brutto (absolutt) fuktighetsmengde i jorda på et gitt punkt på et gitt tidspunkt, uttrykt som en prosentandel av jordens vekt eller volum, og relativ fuktighet, beregnet i prosent. av porøsitet (total fuktighetskapasitet). Jordfuktighet bestemmes av ulike metoder.

Jordfuktighetskapasitet

Fuktighetskapasitet - jordens egenskap til å absorbere og beholde den maksimale mengden vann som på et gitt tidspunkt tilsvarer påvirkningen på den av krefter og miljøforhold. Denne egenskapen avhenger av fuktighetstilstand, porøsitet, jordtemperatur, konsentrasjon og sammensetning av jordløsninger, graden av dyrking, samt andre faktorer og forhold for jorddannelse. Jo høyere temperatur på jord og luft, jo lavere er fuktighetskapasiteten, med unntak av jord beriket med humus. Fuktighetskapasiteten varierer i henhold til de genetiske horisontene og høyden på jordsøylen. I jordsøylen er det så å si innelukket en vannsøyle, hvis form avhenger av høyden på søylen med jord over speilet og tilstanden til fukting fra overflaten. Formen på en slik søyle vil tilsvare naturområdet. Disse søylene under naturlige forhold endres med årstidene, samt med værforhold og svingninger i jordfuktigheten. Vannsøylen endres, nærmer seg den optimale, under forholdene for jorddyrking og gjenvinning. Følgende typer fuktighetskapasitet skilles ut: a) full; b) maksimal adsorpsjon; c) kapillær; d) det minste feltet og begrensende feltets fuktkapasitet. Alle typer fuktighetskapasitet endres med utviklingen av jorda i naturen og enda mer - i produksjonsforholdene. Selv én behandling (løsning av moden jord) kan forbedre vannegenskapene, øke feltvannkapasiteten. Og innføring av mineralsk og organisk gjødsel eller andre fuktkrevende stoffer i jorda kan forbedre vannegenskaper eller fuktighetskapasitet i lang tid. Dette oppnås ved å tilsette gjødsel, torv, kompost og andre fuktkrevende stoffer i jorda. Den forbedrende effekten kan utøves ved innføring av vannholdende svært porøse fuktintensive stoffer som perlitt, vermikulitt og ekspandert leire i jorda.

I tillegg til hovedkilden til strålingsenergi, mottar jorda varme som frigjøres under eksoterme, fysisk-kjemiske og biokjemiske reaksjoner. Imidlertid endrer varmen som genereres av biologiske og fotokjemiske prosesser knapt temperaturen i jorda. Om sommeren kan tørr, oppvarmet jord øke temperaturen på grunn av fukting. Denne varmen er kjent som fuktingsvarmen. Det manifesterer seg med svak fukting av jord rik på organiske og mineralske (leire) kolloider. Den svært svake oppvarmingen av jorda kan skyldes den indre varmen til jorden. Av de andre sekundære varmekildene bør man nevne den "latente varmen" av fasetransformasjoner, som frigjøres i prosessen med krystallisering, kondensering og frysing av vann osv. Avhengig av mekanisk sammensetning, humusinnhold, farge og fuktighet, varme og kalde jordarter skilles. Varmekapasiteten bestemmes av mengden varme i kalorier som må brukes for å øke temperaturen til en enhetsmasse (1 g) eller volum (1 cm3) jord med 1 °C. Tabellen viser at med økende luftfuktighet øker varmekapasiteten mindre for sand, mer for leire og enda mer for torv. Derfor er torv og leire kald jord, mens sandjord er varm. Termisk ledningsevne og termisk diffusivitet. Termisk ledningsevne - jordens evne til å lede varme. Det uttrykkes som mengden varme i kalorier som passerer per sekund gjennom et 1 cm2 tverrsnittsareal gjennom et 1 cm lag med en temperaturgradient mellom de to overflatene på 1°C. Lufttørr jord har lavere varmeledningsevne enn våt jord. Dette skyldes den store termiske kontakten mellom individuelle jordpartikler forent av vannskjell. Sammen med termisk ledningsevne skilles termisk diffusivitet - forløpet av temperaturendringer i jorda. Termisk diffusivitet karakteriserer endringen i temperatur per arealenhet per tidsenhet. Det er lik den termiske ledningsevnen delt på den volumetriske varmekapasiteten til jorda. Under krystalliseringen av is i jordporene manifesteres en krystalliseringskraft, som et resultat av at jordporene tettes og kiles og den såkalte frosthevingen oppstår. Veksten av iskrystaller i store porer forårsaker en tilstrømning av vann fra små kapillærer, hvor frysing av vann blir forsinket i samsvar med deres avtagende størrelse.

Kildene til varme som kommer inn i jorda og dens utgifter er ikke de samme for forskjellige soner; derfor kan varmebalansen til jord være både positiv og negativ. I det første tilfellet mottar jorda mer varme enn den gir ut, og i det andre tilfellet, omvendt. Men varmebalansen til jord i enhver sone endres merkbart over tid. Jordens termiske balanse kan reguleres i det daglige, sesongmessige, årlige og langsiktige intervallet, noe som gjør det mulig å skape et mer gunstig termisk regime av jord. Varmebalansen til jord i naturlige soner kan kontrolleres ikke bare gjennom hydromelioration, men også gjennom passende agromelioration og skogmelioration, samt noen metoder for landbruksteknologi. Vegetasjon er gjennomsnittlig temperaturen i jorda, reduserer dens årlige varmeomsetning, og bidrar til avkjøling av overflateluftlaget på grunn av transpirasjon og varmestråling. Store dammer og reservoarer modererer lufttemperaturen. Svært enkle tiltak, for eksempel dyrking av planter på rygger og rygger, gjør det mulig å skape gunstige forhold for det termiske, lette, vann-luft-regimet i jorda i det fjerne nord. På solrike dager er den gjennomsnittlige døgntemperaturen i det rotbebodde jordlaget på åsryggene flere grader høyere enn på den avrettede overflaten. Bruken av elektrisk, vann og dampoppvarming er lovende, ved bruk av industriell avfallsenergi og uorganiske naturressurser.

Dermed er reguleringen av det termiske regimet og den termiske balansen i jorda, sammen med vann-luftbalansen, av svært stor praktisk og vitenskapelig betydning. Oppgaven er å håndtere det termiske regimet til jorda, spesielt reduksjon av frysing og akselerasjon av tiningen.