Vodní režim půdy

Vodní režim půd  je soubor procesů přítoku, pohybu a spotřeby vláhy v půdě .

Hlavním zdrojem půdní vláhy jsou atmosférické srážky , jejichž množství a rozložení v čase závisí na klimatu oblasti a meteorologických podmínkách jednotlivých let. Do půdy se dostává méně vlhkosti, než spadne ve formě srážek, protože značnou část zadržuje vegetace, zejména koruny stromů. Druhým zdrojem vlhkosti vstupující do půdy je kondenzace atmosférické vlhkosti na povrchu půdy a v jejích horních horizontech (10–15 mm). Mlha může mít mnohem větší podíl na množství srážek (až 2 mm/den), i když jde o vzácnější výskyt. Praktický význam mlhy se projevuje především v přímořských oblastech, kde se v noci nad povrchem půdy shromažďují výrazné masy vlhkého vzduchu.

Část vlhkosti, která se dostala na povrch půdy, tvoří povrchový odtok , který je pozorován na jaře při tání sněhu a také po silných deštích. Množství povrchového odtoku závisí na množství srážek, úhlu terénu a propustnosti půdy. Dochází také k bočnímu (vnitrozemnímu) odtoku v důsledku různé hustoty půdních horizontů . Voda, která vstupuje do půdy, je přitom filtrována přes horní horizonty, a když dosáhne horizontu s těžším granulometrickým složením , vytvoří zvodněnou vrstvu zvanou půdní vrchní voda . Část vláhy z okouna stále prosakuje do hlubších vrstev a dostává se do podzemních vod , které společně tvoří odtok podzemní vody . V případě svažitosti terénu může část vlhkosti koncentrované ve zvodně odtékat do nižších oblastí reliéfu .

Kromě odtoku se část půdní vlhkosti spotřebovává k odpařování . Vzhledem k jedinečnosti a nejednotnosti vlastností půdy jako výparného povrchu se za stejných meteorologických podmínek rychlost výparu mění v souladu se změnami půdní vlhkosti . Množství odpařování může dosáhnout 10-15 mm/den. Půdy s blízkou hladinou podzemní vody vypařují mnohem více vody než hluboké.

Typy půdní vlhkosti

Pohyb vody v půdě závisí na stupni vlhkosti a projevu různých sil . Nezbytnou podmínkou pro pohyb vlhkosti je rozdíl sil ( spád ). Na vlhkost půdy v kamenivu působí všechny síly, ale převažuje nějaká specifická v závislosti na vlhkosti půdy. Respektive

• Volná (gravitační) voda vyplňuje velké půdní póry, působením gravitace vytváří sestupný proud, tvořící bidlo a částečně prosakující do podzemních vod . Vlivem gravitační vody probíhají v půdě eluviální a iluviální procesy, tvoří se z ní všechny ostatní formy půdní vlhkosti. Ta sama o sobě může kondenzovat z páry, ale hlavně se doplňuje v důsledku atmosférických srážek.
• Parní vlhkost je přítomna v půdě na jakékoli úrovni její vlhkosti a vyplňuje póry bez kapající vlhkosti. Rozlišujte mezi aktivním a pasivním pohybem páry vlhkosti. První je způsoben difúzními jevy, druhý nastává nepřímo, spolu s pohybem půdního vzduchu . Vlhkost par má velký význam ve vodním koloběhu v půdě, i když tvoří nejvýše 0,001 % celkové hmotnosti půdní vlhkosti. Vodní pára z půdy postupem času uniká do atmosféry a zásoby parní vlhkosti jsou doplňovány z jiných forem, včetně fyzikálně spojených. Při stejné teplotě se masy parní vlhkosti pohybují z oblastí více nasycených vodní párou do méně nasycených. Při různých teplotách se pohyb provádí do oblasti s nižší teplotou, ale ne nutně do sušší oblasti. Parní vlhkost cirkuluje v celém půdním profilu bez ohledu na tloušťku a hloubku podzemní vody .
• Led se tvoří v půdách s poklesem teploty z jiných forem vlhkosti za sebou – z volné na vázanou. Gravitační voda tedy zamrzá v nezasolených půdách při teplotách blízkých 0 °C, zatímco nejhygroskopičtější voda zamrzá až při −78 °C [2] . Zmrznutí půdy, navlhčené maximálně na její celkovou vlhkostní kapacitu, je doprovázeno zlepšením struktury půdy v důsledku stlačení zrn a hrudek vodou zmrzlou ve velkých pórech a koagulací koloidů v nezmrzlých objemech vody. Zamrzání podmáčené půdy s sebou nese její destrukturaci v důsledku protržení konstrukčních prvků ledem. Zmrzlé, středně vlhké půdy mají určitou propustnost vody, zatímco podmáčené půdy jsou nepropustné až do rozmrznutí. Zamrznutí veškeré vody v půdě je pozorováno u půd při teplotách [3] :

• Chemicky vázaná (konstituční) vlhkost  - je součástí molekul látek (například Al (OH) 3 ), které tvoří minerální část půdy , ve formě hydroxylové skupiny se vlastně podílí pouze na jejich tvorbě (např. AI203 + 3 H20 - > 2Al ( OH) 3 ) . Při kalcinaci půdy v rozmezí 400–800 °C dochází k jejímu odstranění, což je doprovázeno rozkladem odpovídajícího minerálu. Největší množství chemicky vázané vody je obsaženo v jílových minerálech [4] , proto lze její obsah v půdě posuzovat podle stupně obsahu jílu v půdě.
• Krystalická (krystalizační) vlhkost  - na rozdíl od chemicky vázané je do složení látek zahrnuta jako celé molekuly, tvořící krystalické hydráty  - CaSO 4 2H 2 O ( sádrovec ), Na 2 SO 4 10H 2 O ( mirabilit ) atd. Odstraňuje se prudce při teplotách 100-200 °C a každá následující molekula vody se při vyšší teplotě odštěpuje, což vede pouze ke změně fyzikálních vlastností minerálů, nikoli k jejich rozkladu, jako je tomu u chemicky vázané vlhkosti. Ve velkém množství se taková voda nachází v mirabilitových solončacích .

Chemicky vázaná a krystalická vlhkost se často spojuje pod názvem hydrát . Hydratovaná vlhkost v půdě se nepohybuje a není rostlinám k dispozici.

• Hygroskopická vlhkost  - adsorbována půdními částicemi z atmosféry, když je její vlhkost nižší než 95 %, nebo zůstává v půdě, když je vysušena do suchého stavu (obvykle při vlhkosti vzduchu 50-70 %). V souladu s tím s nárůstem vlhkosti vzduchu roste i hodnota hygroskopické vlhkosti půdy. Totéž se děje s těžším granulometrickým složením půdy, což se projevuje zejména vysokým obsahem humusu a bahna v půdě s průměrem částic menším než 0,001 mm . Podle většiny výzkumníků hygroskopická vlhkost zcela nepokrývá částice půdy, ale koncentruje se pouze v některých oblastech.

• Maximální hygroskopická vlhkost je absorbována půdou z atmosféry s relativní vlhkostí 95-100%. Při záporných teplotách se maximální hygroskopická vlhkost nezasolené půdy shoduje s procentem nezmrzlé vody obecně [6] . Adsorpční kapacita půdních částic závisí na jejich velikosti, tvaru a chemickém složení a i na jedné částici může být tloušťka vrstvy vlhkosti různá v závislosti na tvaru povrchu. Část páry přitom kondenzuje na konkávních plochách, v důsledku čehož má celkové množství vody dvojí povahu, sestávající z adsorbované a kapilárně zkondenzované vlhkosti.

Hygroskopická a maximálně hygroskopická vlhkost se z půdy odstraňuje při zahřátí na 100–105 °C, tyto formy jsou pro rostliny nepřístupné.

• Filmová (molekulární) vlhkost  je dodatečná vlhkost adsorbovaná půdou z kapalné fáze přes maximální hygroskopickou vrstvu. Je méně spojen s půdními částicemi než posledně jmenované a kyprost se zvyšuje od vnitřních vrstev k vnějším. Z tohoto důvodu je filmová vlhkost, i když slabě, absorbována rostlinami. Pohybuje se pod vlivem gradientů tlaku vody , teploty a vlhkosti půdy a také osmózy , přičemž jeho rychlost je omezena na desítky centimetrů za rok [5] .
• Kapilární vlhkost  - je zadržována a proniká malými póry v půdě působením kapilárních sil . V pórech větších než 8 mm v průměru se nevytváří souvislý konkávní meniskus , protože kapilární síly nejsou vyjádřeny. V pórech menších než 3 μm je voda převážně v adsorbovaném stavu a kapilární pohyb je velmi obtížný nebo zcela chybí. V souladu s tím je nejvyšší intenzita kapilárního pohybu vlhkosti pozorována u půd s průměrným granulometrickým složením ( sprašovité hlíny atd.); provádí se v souladu s gradienty vlhkosti, teploty a chemického potenciálu ( osmóza ): do zón s nižší vlhkostí a méně zahřívanými. Existují tři typy kapilární vlhkosti: zálohovaná (kdy spodní část kapilár komunikuje se zvodněnou vrstvou - vrchní voda půdy nebo podzemní voda), suspendovaná (kdy je kapilární vlhkost odtržena od zvodnělých vrstev a je zadržována výslednou silou vodní vrstvy). menisky) a zasazené (vznikají pohybem vody při prudké změně granulometrického složení a na hranicích s vnitrozemními dutinami). Kapilární vlhkost je otevřená a uzavřená ( zavřená ) pro pronikání vzduchu . Uzavřený je umístěn přímo pod vodonosnými vrstvami a kapiláry jsou zcela naplněny vodou, i když obsahují trochu rozpuštěného vzduchu; voda otevřeného typu se střídá v kapilárách s plochami naplněnými vzduchem a objevuje se v půdě obvykle nějakou dobu po srážkách nebo závlahách. Kapilární vlhkost je rostlinám snadno dostupná a je jedním z hlavních zdrojů jejich zásobování vodou; jeho prostřednictvím se hlavní hmota rozpustných solí pohybuje ze spodních horizontů .
• Intracelulární voda je obsažena v odumřelých nerozložených částech rostlin. Do úplného rozkladu rostlinné hmoty není taková voda rostlinám dostupná. Velké procento se nachází ve slabě a nerozložené rašelině , drnu a lesním opadu .

Vodní vlastnosti půdy

Propustnost vody  je vlastnost půdy absorbovat vlhkost z povrchu, vést ji mezi horizonty , které nejsou nasycené vodou, a filtrovat přes tloušťku horizontů nasycených vodou. Vodopropustnost má významný vliv na průběh půdotvorných procesů , tvorbu povrchového, bočního a podzemního odtoku a na intenzitu vodní eroze .

Voda proniká do půdy z povrchu vlivem gravitace přes velké póry a současně se rozpouští do stran pod vlivem kapilárních jevů. Proces vnímání vody suchou nebo mírně navlhčenou půdou se nazývá absorpce vody , měřená koeficientem absorpce .

Kapacita zadržování vody

vlhkostní kapacita

Nosnost zdvihu

Odpařovací kapacita

Vlhkost vzduchu

Sklon půdy

Vodní bilance půdy

Typy vodního režimu

Základy nauky o typech vodního režimu vypracoval G. N. Vysockij . Pro rozlišení typů se berou v úvahu následující faktory: přítomnost nebo nepřítomnost permafrostu v půdě , hloubka zamokření půdy k hladině podzemní vody nebo pouze v rámci profilu, převaha vzestupných nebo sestupných vodních proudů v mocnosti hl. půda. Podle toho se rozlišují následující typy:

• Permafrost  - v půdě je permafrost, v teplém období odtává do mělké hloubky ve vrstvě permafrostu, ale se zachováním jeho značné části. Díky tomu a atmosférickým srážkám vzniká nad zbytkovou permafrostovou vrstvou permafrost.
  Charakteristické půdy : arktické , tundra , permafrost luční lesy .
• Sezónně permafrost  - běžný v oblastech, kde dochází k maximu srážek v létě a nasáknou půdu až k hladině podzemní vody ( Amurská oblast , jižně od území Chabarovsk atd.). V zimě půda promrzá do hloubky více než tři metry, úplně rozmrzne až v červenci až srpnu . Do té doby má vodní režim území všechny znaky permafrostového typu.
• Splachování  - pozorováno v půdách oblastí, kde srážky více padají, než se vypařují. Sestupné proudy vody převažují nad stoupajícími a půda je smývána až k hladině podzemní vody. Za těchto podmínek leží podzemní voda obvykle ne hlouběji než 2 m od povrchu.
  Charakteristické půdy : podzolické .
• Periodické vyluhování  - na půdách území, kde se množství srážek přibližně rovná výparu, a ve vlhkých letech bude více srážek, a tedy i režim výluhu, a v suchých letech převládá výpar a nevyplavování. vodní režim.
  Charakteristické půdy : šedý les .

Během období tání sněhu se černozemě vymývají, zbavují se přebytečných solí. červená černá

• Erozní splachování  - v oblastech náchylných k vodní erozi .
• Bez proplachování  - vyznačuje se v půdně-klimatických pásmech , kde výdajová položka vodní bilance převažuje nad vstupní, pouze půdní profil je pokryt cirkulací vlhkosti, podzemní voda je hluboká, převažují sestupné proudy nad vzestupnými (protože hlavní voda spotřeba nepřipadá na fyzické, ale na transpirační odpařování) .
  Charakteristické půdy : černozemě s mírným táním sněhu, kaštany , hnědé .
• Exsudativní  - s množstvím srážek je mnohem menší výpar. V tomto případě se odpařuje nejen vlhkost spadlá ve formě srážek, ale i část vysokoúrovňové podzemní vody, v důsledku čehož podzemní voda stoupá kapilárami a dostává se do horních horizontů půdního profilu. Protože za těchto podmínek je podzemní voda nejčastěji mineralizována, jsou rozpuštěné soli transportovány spolu s vlhkostí kapilárami.
  Charakteristické půdy : solončaky , solonce .
• Stagnující  - běžná v mokřadech . Všechny póry půdy jsou vyplněny vodou, výparu brání specifická vegetace ( mechy rašeliníku atd.).
  Charakteristické půdy : bažinaté .
• Aluviální  - s každoročním prodlouženým zaplavováním území při záplavách řek .
  Charakteristické půdy : aluviální (nivní)

Metody regulace vodního režimu

Regulace vodního režimu je povinným opatřením v podmínkách intenzivního zemědělství. Současně se provádí soubor technik zaměřených na eliminaci nepříznivých podmínek pro zásobování rostlin vodou. Umělou změnou vstupních a zejména odchozích položek vodní bilance lze výrazně ovlivnit celkové a užitečné zásoby vody v půdách. Pro vytvoření optimálních podmínek pro růst a vývoj rostlin je nutné usilovat o vyrovnání množství vláhy vstupující do půdy s její spotřebou na transpiraci a fyzikální výpar, tedy vytvoření vlhkostního koeficientu blízkého jednotce. Regulace vodního režimu by měla probíhat na základě zohlednění klimatických a půdních podmínek a také potřeb pěstovaných plodin ve vodě. Ve specifických půdních a klimatických podmínkách mají způsoby regulace vodního režimu své vlastní charakteristiky. Zlepšení vodního režimu špatně odvodněných oblastí zóny dostatečné a nadměrné vlhkosti je usnadněno vyrovnáním povrchu a vyrovnáním mikro- a mezodepresí, ve kterých je na jaře a po létě pozorována prodloužená stagnace vody. prší. Na půdách s dočasnou přebytečnou vlhkostí je vhodné na podzim udělat záhraby pro odvod vlhkosti. Vysoké vyvýšeniny přispívají ke zvýšení fyzického odpařování a podél brázd mimo pole dochází k povrchovému odtoku. Půdy bažinatého typu potřebují drenážní rekultivaci - drenážní zařízení nebo použití otevřených odtoků k odstranění přebytečné vlhkosti. Regulace vodního režimu půd ve vlhčí zóně s velkým množstvím ročních srážek není omezena na směr odvodnění. V některých případech, například na sodno-podzolických půdách, je v létě nedostatek vláhy a potřeba další vody. Účinným prostředkem pro zlepšení zásobení rostlin vláhou v mimočernozemské oblasti je oboustranná regulace vláhy, kdy je přebytečná vláha odváděna z polí drenážním potrubím do speciálních přívodů vody a v případě potřeby přiváděna na pole. V zóně nestabilní vláhy a suchých oblastí je regulace vodního režimu zaměřena na maximalizaci akumulace vláhy v půdě a její racionální využití. Například zadržování sněhu a tání vody. K tomu použijte strniště, skalky, sněhové šachty. Ke snížení povrchového odtoku vody se používá podzimní orba přes svahy, hráze, přerušované rýhování, drážkování, pásové ukládání plodin a buněčné zpracování půdy. Přístřeškové pásy hrají výjimečnou roli při akumulaci půdní vlhkosti. V zimě chrání před odfouknutím sněhu a přispívají ke zvýšení zásob vláhy v metrové vrstvě půdy o 50–80 mm do začátku vegetačního období a v některých letech až o 120 mm. Vlivem lesních pásů se snižuje neproduktivní výpar vlhkosti z povrchu půdy. Mnoho zemědělských postupů přispívá k akumulaci a zachování vlhkosti v půdě. Povrchové kypření půdy na jaře nebo uzavření vláhy zavlačováním zamezuje zbytečným ztrátám v důsledku jejího fyzického odpařování. Navalování půdy po setí mění hustotu povrchové vrstvy orného horizontu ve srovnání se zbytkem jeho hmoty. Výsledný rozdíl v hustotách zeminy způsobuje kapilární přítok vlhkosti z podkladové vrstvy a přispívá ke kondenzaci vodní páry ve vzduchu. Použití organických a minerálních hnojiv přispívá k hospodárnějšímu využití vláhy. V pouštních stepích a pouštních zónách je hlavním způsobem zlepšení vodního režimu zavlažování spolu s komplexní, poměrně složitou rekultivací půdy. Vytvoření optimálních fyzikálních a vodofyzikálních půdních a půdních podmínek je tedy jednou z hlavních podmínek zvyšování úrodnosti půdy.

Viz také

• Zavlažování
• Permafrost
• Hlavní hydrofyzikální charakteristika

Poznámky

1. ↑ 1 2 3 Zunker F. Das verhalten des Bodens zum Wasser. Handbuch der Bodenlehre. bd. VI, 1930, Berlín
2. ↑ Kachinsky N. A. Fyzika půdy. Část II. Vodně-fyzikální vlastnosti a půdní režimy. Tutorial. - M .: Vyšší škola, 1970, s. 26
3. ↑ Litvínova T. A. Vliv měrného povrchu a ultraporozity zmrzlých půd na obsah nezmrzlé vody v nich. M., 1961
4. ↑ Kossovich P. S. Vodní vlastnosti půdy. - Petrohrad: Zh. "Experimentální agronomie", kniha. 3, 1904
5. ↑ 1 2 3 Lebedev A.F. Půda a podzemní voda. M.-L.: Selchozgiz, 1930
6. ↑ Votyakov I. N. Vztah mezi obsahem nezamrzlé vody ve zmrzlých půdách a hygroskopickou vlhkostí půd. Izvestija SO AN SSSR, Novosibirsk, 1960, str. 17-25
7. ↑ Kachinsky N.A. O půdní vlhkosti a metodách jejího studia. M.-L.: Selchozgiz, 1930

Literatura

• Alekseev A. M., Gusev N. A. Vliv minerální výživy na vodní režim rostlin. - M., 1957
• Alpatiev A. M. Obrat vlhkosti pěstovaných rostlin. - L.: Gidrometeoizdat, 1954
• Babaev A. G. Desert tak, jak je. - M.: "Mladá garda", 1980
• Bozhenova A.P. Migrace vody v zamrzlých půdách. - M., 1946
• Bolshakov A.F. Vodní režim mocných černozemí Středoruské pahorkatiny. - M .: Nakladatelství Akademie věd SSSR, 1961
• Budagovsky AI Odpařování půdní vlhkosti. — M.: Nauka, 1964
• Kachinsky N. A. Fyzika půdy. Část II. Vodně-fyzikální vlastnosti a půdní režimy. Tutorial. - M .: Vyšší škola, 1970
• Rožkov V. A. Půdověda. - Nakladatelství "Lesní průmysl", 2006
• Základy pedologie a půdní geografie. Ed. Kulizhsky S. P., Rudogo A. N., - Tomsk: Nakladatelství TSPU, 2004

Odkazy

• Atlas půdy Evropy Archivováno 25. června 2009 na Wayback Machine