Maaperän vesijärjestelmä

Maaperän vesijärjestelmä  on joukko prosesseja kosteuden virtaamiseksi, liikkumiseksi ja kuluttamiseksi maaperässä .

Pääasiallinen maaperän kosteuden lähde on ilmakehän sademäärä , jonka määrä ja jakautuminen ajan kuluessa riippuvat alueen ilmastosta ja yksittäisten vuosien sääolosuhteista. Maaperään pääsee vähemmän kosteutta kuin sateen muodossa, koska kasvillisuus, erityisesti puiden latvut, pidättää merkittävän osan. Toinen maaperään tuleva kosteuden lähde on ilmakehän kosteuden tiivistyminen maan pinnalle ja sen ylähorisontteihin (10–15 mm). Sumu voi vaikuttaa paljon enemmän sademäärään (jopa 2 mm/vrk), vaikka se on harvinaisempaa. Sumun käytännön merkitys ilmenee pääasiassa rannikkoalueilla, jonne maanpinnan yläpuolelle kerääntyy öisin merkittäviä kosteaa ilmamassaa.

Osa maaperän pintaan päätyneestä kosteudesta muodostaa pintavalumia , joita havaitaan keväällä lumen sulamisen aikana sekä rankkasateiden jälkeen. Pintavuonnan määrä riippuu sademäärästä, maaston kulmasta ja maaperän läpäisevyydestä. Myös lateraalista (sisäistä) valumista tapahtuu maaperän horisonttien erilaisen tiheyden vuoksi . Samanaikaisesti maaperään tuleva vesi suodattuu ylempien horisonttien läpi, ja kun se saavuttaa horisontin raskaamman granulometrisen koostumuksen kanssa, se muodostaa pohjavesikerroksen , jota kutsutaan maaperän pintavedeksi . Osa ahvenen kosteudesta tunkeutuu edelleen syvemmille kerroksille ja saavuttaa pohjaveden , joka yhdessä muodostaa pohjaveden valuman . Maaston rinteessä osa pohjavesikerrokseen keskittyneestä kosteudesta voi valua kohokuvion alemmille alueille .

Valunnan lisäksi osa maaperän kosteudesta kuluu haihduttamiseen . Maaperän haihdutuspinnan ominaisuuksien ainutlaatuisuudesta ja epäjohdonmukaisuudesta johtuen samoissa sääolosuhteissa haihtumisnopeus muuttuu maaperän kosteuden muutosten mukaan. Haihtumismäärä voi olla 10-15 mm/vrk. Maaperät, joiden pohjavesi on lähellä, haihduttavat paljon enemmän vettä kuin syvät.

Maaperän kosteustyypit

Veden liikkuminen maaperässä riippuu kosteusasteesta ja erilaisten voimien ilmenemisestä . Kosteuden liikkeen välttämätön edellytys on voimien ero ( gradientti ). Maaperän kosteuteen vaikuttavat kaikki voimat, mutta jokin tietty vallitsee maan kosteudesta riippuen. Vastaavasti

• Vapaa (painovoima)vesi täyttää suuret maahuokoset, painovoiman vaikutuksesta muodostaa alaspäin suuntautuvan virran muodostaen ahvenen ja tihkuen osittain pohjaveteen . Gravitaatioveden vaikutuksesta maaperässä tapahtuu eluviaalisia ja illuviaalisia prosesseja, josta muodostuu kaikki muut maaperän kosteuden muodot. Se itse voi tiivistyä höyrystä, mutta se täydentyy pääasiassa ilmakehän sateen vuoksi.
• Höyryä kosteutta on maaperässä kaikilla sen kosteustasoilla ja se täyttää huokoset vapaasti tippu-nestekosteudesta. Erottele höyryn kosteuden aktiivinen ja passiivinen liike. Ensimmäinen johtuu diffuusioilmiöistä ,toinen tapahtuu epäsuorasti yhdessä maaperän ilman liikkeen kanssa . Höyrykosteudella on suuri merkitys maaperän veden kierrossa, vaikka sen osuus maaperän kosteuden kokonaismassasta on enintään 0,001 %. Ajan myötä vesihöyry maaperästä karkaa ilmakehään , ja höyrykosteusvarastot täydentyvät muista muodoista, mukaan lukien fyysisesti yhteenliittyneistä. Samassa lämpötilassa höyryn kosteusmassat siirtyvät vesihöyryllä kyllästetymmiltä alueilta vähemmän kyllästyneille alueille. Eri lämpötiloissa liikkuminen tapahtuu alhaisemman lämpötilan alueelle, mutta ei välttämättä kohti kuivempaa aluetta. Höyrykosteus kiertää läpi maaperän profiilin pohjaveden paksuudesta ja syvyydestä riippumatta .
• Jää muodostuu maaperään, jossa lämpötila laskee muista kosteuden muodoista peräkkäin - vapaasta sitoutuneeseen. Siten gravitaatiovesi jäätyy ei-suolaisessa maaperässä lähellä 0 °C:ta, kun taas hygroskooppisin vesi jäätyy vain -78 °C:ssa [2] . Maaperän jäätymiseen, joka ei ole kostutettu enempää kuin sen kokonaiskosteuskapasiteetti, liittyy maaperän rakenteen paraneminen, koska suuriin huokosiin jäätynyt vesi puristaa jyviä ja kokkareita , ja kolloidien koaguloituminen jäätymättömässä vesimäärässä. Vetisen maaperän jäätyminen johtaa sen rakenteiden tuhoutumiseen jään aiheuttaman rakenneosien repeämisen vuoksi. Jäätynyt, kohtalaisen kostea maaperä läpäisee jonkin verran vettä, kun taas kastelevat maat ovat läpäisemättömiä sulamiseen asti. Kaiken maaperän veden jäätymistä havaitaan maaperässä lämpötiloissa [3] :

• Kemiallisesti sitoutunut (perussäännöllinen) kosteus  - on osa aineiden molekyylejä (esim. Al (OH) 3 ), jotka muodostavat maaperän mineraaliosan , hydroksyyliryhmän muodossa , osallistuen itse asiassa vain niiden muodostumiseen (esim. , Al 2O 3 + 3 H 2O → 2Al (OH) 3 ). Kun maaperää kalsinoidaan 400–800 °C:ssa, se poistetaan, ja siihen liittyy vastaavan mineraalin hajoaminen. Suurin määrä kemiallisesti sitoutunutta vettä on savimineraaleissa [4] , joten sen pitoisuutta maaperässä voidaan arvioida maaperän savipitoisuuden perusteella.
• Kiteinen (kiteytys) kosteus  - toisin kuin kemiallisesti sitoutunut, sisältyy aineiden koostumukseen kokonaisina molekyyleinä muodostaen kiteisiä hydraatteja  - CaSO 4 2H 2 O ( kipsi ), Na 2 SO 4 10H 2 O ( mirabilite ) jne. Se poistetaan. äkillisesti 100-200 °C:n lämpötiloissa, ja jokainen seuraava vesimolekyyli hajoaa korkeammassa lämpötilassa, mikä johtaa vain muutokseen mineraalien fysikaalisissa ominaisuuksissa, ei niiden hajoamiseen, kuten kemiallisesti sitoutuneen kosteuden tapauksessa. Suuria määriä tällaista vettä löytyy mirabilite -solonchaksista .

Kemiallisesti sitoutunut ja kiteinen kosteus yhdistetään usein nimellä hydraatti . Maaperän hydratoitu kosteus ei liiku, eikä se ole kasvien saatavilla.

• Hygroskooppinen kosteus  - adsorboi maapartikkeleita ilmakehästä, kun sen kosteus on alle 95%, tai jää maaperään, kun se kuivataan ilmakuivaksi (yleensä ilmankosteuden ollessa 50-70%). Vastaavasti ilman kosteuden kasvaessa myös hygroskooppisen maaperän kosteuden arvo kasvaa. Sama tapahtuu, kun maaperän granulometrinen koostumus raskaampi, mikä on erityisen voimakasta, kun maaperässä on korkea humus- ja lietepitoisuus , jonka hiukkashalkaisija on alle 0,001 mm . Useimpien tutkijoiden mukaan hygroskooppinen kosteus ei peitä maaperän hiukkasia kokonaan, vaan se keskittyy vain tietyille alueille.

• Suurin hygroskooppinen kosteus adsorboituu maaperään ilmakehästä suhteellisella kosteudella 95-100%. Negatiivisissa lämpötiloissa ei-suolaisen maaperän suurin hygroskooppinen kosteus on sama kuin jäätymättömän veden prosenttiosuus yleensä [6] . Maapartikkelien adsorptiokyky riippuu niiden koosta, muodosta ja kemiallisesta koostumuksesta, ja jopa yhden hiukkasen kosteuskerroksen paksuus voi olla erilainen pinnan muodosta riippuen. Samaan aikaan osa höyrystä tiivistyy koverille alueille, minkä seurauksena veden kokonaismäärällä on kaksoisluonne, joka koostuu adsorboituneesta ja kapillaaritiivistyneestä kosteudesta.

Hygroskooppinen ja maksimihygroskooppinen kosteus poistuu maaperästä lämmitettäessä 100–105 °C:seen; nämä muodot eivät ole kasvien ulottuvilla.

• Kalvo (molekyyli)kosteus  on ylimääräistä kosteutta, joka on imeytynyt maaperään nestefaasista maksimihygroskooppisen kerroksen päälle. Se on vähemmän yhteydessä maapartikkeleihin kuin jälkimmäinen, ja löysyys lisääntyy sisäkerroksista ulompiin. Tästä syystä kasvit imevät kalvon kosteutta, vaikkakin heikosti. Se liikkuu vedenpaineen , lämpötilan ja maaperän kosteuden gradienttien sekä osmoosin vaikutuksesta , kun taas sen nopeus on rajoitettu kymmeniin senttimetreihin vuodessa [5] .
• Kapillaarikosteus  - säilyy ja liikkuu maaperän pienten huokosten läpi kapillaarivoimien vaikutuksesta . Halkaisijaltaan yli 8 mm:n huokosissa ei muodostu jatkuvaa koveraa meniskiä , ​​koska kapillaarivoimat eivät ilmene. Alle 3 μm :n huokosissa vesi on pääasiassa adsorboituneessa tilassa ja kapillaariliike on erittäin vaikeaa tai puuttuu. Vastaavasti suurin kosteuden kapillaariliikkeen intensiteetti havaitaan maaperässä, jonka granulometrinen koostumus on keskimääräinen ( lössin kaltaiset savet jne.); se suoritetaan kosteuden, lämpötilan ja kemiallisen potentiaalin ( osmoosi ) gradientin mukaisesti: vyöhykkeille, joilla on vähemmän kosteutta ja vähemmän lämmitettyä. Kapillaarikosteutta on kolmea tyyppiä: tausta (kun kapillaarien alaosa on yhteydessä pohjavesikerrokseen - maaperän pintavesi tai pohjavesi), suspendoitunut (kun kapillaarikosteus repeytyy irti pohjavesikerroksista ja pidättyy siitä johtuvan voiman vaikutuksesta). meniskit) ja istutettu (muodostuu veden liikkeestä jyrkän granulometrisen koostumuksen muutoksen aikana ja rajoilla, joissa on sisäisiä tyhjiöitä). Kapillaarikosteus on avoin ja suljettu ( suljettu ) ilman tunkeutumista varten . Suljettu sijaitsee suoraan pohjavesikerroksen alla, ja kapillaarit ovat täysin täynnä vettä, vaikka ne sisältävät jonkin verran liuennutta ilmaa; avoin tyyppinen vesi vuorottelee kapillaareissa ilmalla täytettyjen alueiden kanssa ja ilmestyy maaperään yleensä jonkin aikaa sateen tai kastelun jälkeen. Kapillaarikosteus on helposti kasvien saatavilla, ja se on yksi niiden vesihuollon tärkeimmistä lähteistä; sen avulla liukoisten suolojen päämassa siirtyy alemmista horisonteista .
• Solunsisäistä vettä on kasvin kuolleissa hajoamattomissa osissa. Ennen kuin kasvimassa on täysin hajoanut, tällaista vettä ei ole kasvien saatavilla. Suuri osa siitä löytyy heikosti ja hajoamattomasta turpeesta , turpeesta ja metsäpeikasta .

Maaperän vesiominaisuudet

Vedenläpäisevyys  on maaperän ominaisuus imeä kosteutta pinnasta, johtaa se horisonttien välillä , jotka eivät ole kyllästyneet vedellä ja suodattuvat vedellä kyllästetyn horisontin paksuuden läpi. Vedenläpäisevyydellä on merkittävä vaikutus maanmuodostusprosessien kulumiseen , pinta-, sivu- ja pohjavesivalumien muodostumiseen sekä vesieroosion voimakkuuteen .

Vesi tunkeutuu maaperään pinnasta painovoiman vaikutuksesta suurten huokosten kautta liukeneen samanaikaisesti sivuille kapillaariilmiöiden vaikutuksesta. Kuivan tai hieman kostutetun maaperän veden havaitsemista kutsutaan veden imeytymiseksi , mitattuna absorptiokertoimella .

Vedenpidätyskyky

kosteuskapasiteetti

Nostokyky

Haihtumiskyky

Kosteus

Maaperän rinne

Maaperän vesitase

Vesijärjestelmän tyypit

Vesijärjestelmän tyyppejä koskevan opin perusteet kehitti G. N. Vysotsky . Tyyppien erottamiseksi otetaan huomioon seuraavat tekijät: ikiroudan esiintyminen tai puuttuminen maaperässä, maaperän kastumisen syvyys pohjaveden tasolle tai vain profiilin sisällä, nousevien tai laskevien vesivirtojen vallitsevuus maan paksuudessa. maaperää. Sen mukaisesti erotetaan seuraavat tyypit:

• Ikirouta  - maaperässä on ikiroutaa, lämpimänä aikana se sulaa matalaan syvyyteen ikiroutakerroksen sisällä, mutta merkittävä osa siitä säilyy. Tästä ja ilmakehän sateista johtuen ikirouta jäännöskerroksen yläpuolelle muodostuu.
  Tunnusomaiset maaperät : arktinen , tundra , ikirouta niitty-metsä .
• Kausiluonteinen ikirouta  - yleinen alueilla, joilla suurin sademäärä on kesällä ja ne liottavat maaperän pohjaveden tasolle ( Amurin alue , Habarovskin alueen eteläpuolella jne.). Talvella maaperä jäätyy yli kolmen metrin syvyyteen ja sulaa kokonaan vasta heinä - elokuussa . Siihen asti alueen vesistöllä on kaikki ikiroutatyypin piirteet.
• Huuhtelu  - havaitaan sellaisten alueiden maaperässä, joilla sadetta sataa enemmän kuin haihtuu. Laskevat vesivirrat hallitsevat nousevia ja maaperä huuhtoutuu alas pohjaveden tasolle. Näissä olosuhteissa pohjavesi ei yleensä ole syvemmällä kuin 2 metriä pinnasta.
  Tyypillinen maaperä : podzolic .
• Säännöllinen huuhtoutuminen  - sellaisten alueiden maaperässä, joissa sademäärä on suunnilleen yhtä suuri kuin haihtuminen, ja sateisina vuosina on enemmän sadetta ja vastaavasti huuhtoutumista, ja kuivina vuosina vallitseva haihtuminen ja huuhtoutumattomuus vesijärjestelmä.
  Tunnusomaiset maaperät : harmaa metsä .

Lumen sulamisen aikana chernozemit pestään pois ja vapautetaan ylimääräisistä suoloista. punamusta

• Eroosio-huuhtelu  - vesieroosiolle alttiilla alueilla .
• Huuhtelematon  - havaitaan maa-ilmastovyöhykkeillä , joissa vesitasapainon menoerä hallitsee tulevaa, vain maaprofiili on kosteuskierron peitossa, pohjavesi on syvää, laskevat virtaukset hallitsevat nousevia (koska päävesi) kulutus ei laske fyysiseen, vaan haihtumiseen .)
  Tunnusomaiset maaperät : chernozemmit , joissa lumi sulaa hieman, kastanjat , ruskeat .
• Eksudatiivinen  - sademäärällä haihtuminen on paljon vähemmän. Tällöin ei vain sateen muodossa pudonnut kosteus haihdu, vaan osa korkean tason pohjavedestä, minkä seurauksena pohjavesi nousee kapillaarien kautta ja saavuttaa maaprofiilin ylähorisontteja. Koska näissä olosuhteissa pohjavesi useimmiten mineralisoituu, liuenneet suolat kulkeutuvat kosteuden mukana kapillaarien läpi.
  Tyypilliset maaperät : solonchakit , solonetsit .
• Pysähtynyt  - yleinen kosteikoilla . Kaikki maaperän huokoset täyttyvät vedellä, haihtumista estää tietty kasvillisuus ( sfagnum sammal jne.).
  Tunnusomaiset maaperät : soiset .
• Alluviaali  - jossa vuotuinen pitkittynyt tulva alueella jokien tulvan aikana .
  Tyypillinen maaperä : tulvamaa

Vesijärjestelmän säätömenetelmät

Vesitilan säätely on pakollinen toimenpide tehomaatalouden olosuhteissa. Samaan aikaan suoritetaan joukko tekniikoita, joiden tarkoituksena on poistaa epäsuotuisat olosuhteet kasvien vesihuollolle. Muuttamalla keinotekoisesti vesitaseeseen saapuvia ja erityisesti lähteviä eriä voidaan merkittävästi vaikuttaa maaperän kokonais- ja käyttövesivarantoon. Optimaalisten olosuhteiden luomiseksi kasvien kasvulle ja kehitykselle on tarpeen pyrkiä tasapainottamaan maaperään tulevan kosteuden määrää sen kulutuksen kanssa haihtumiseen ja fyysiseen haihtumiseen, toisin sanoen luomaan kosteuskerroin, joka on lähellä yhtenäisyyttä. Vesitilan säätelyn tulisi tapahtua ottaen huomioon ilmasto- ja maaperäolosuhteet sekä vedessä viljeltyjen viljelykasvien tarpeet. Tietyissä maaperä- ja ilmasto-olosuhteissa vesitilan säätelymenetelmillä on omat ominaisuutensa. Riittävän ja liiallisen kosteuden vyöhykkeen huonosti ojitettujen alueiden vesitilan parantamista helpottaa pinnan tasoittuminen sekä mikro- ja mesopaakkeiden tasoittuminen, joissa veden pitkittynyt pysähtyminen havaitaan keväällä ja kesän jälkeen. sateet. Mailla, joissa on tilapäistä ylimääräistä kosteutta, on suositeltavaa tehdä harjanteita syksyllä kosteuden poistamiseksi. Korkeat harjanteet lisäävät fyysistä haihtumista, ja pintavalumia tapahtuu pellon ulkopuolisia vakoja pitkin. Suotyyppiset maaperät tarvitsevat salaojitusta - kuivatuslaitetta tai avoimien viemärien käyttöä ylimääräisen kosteuden poistamiseksi. Maaperän vesitilan säätely kostealla vyöhykkeellä, jossa vuotuinen sademäärä on suuri, ei rajoitu kuivatussuuntaan. Joissakin tapauksissa, esimerkiksi soo-podzolic-mailla, kesällä on kosteuden puute ja lisäveden tarve. Tehokas keino parantaa kasvien kosteuden saantia Non-Chernozem-alueella on kahdenvälinen kosteudensäätö, kun ylimääräinen kosteus poistetaan pelloilta viemäriputkien kautta erityisiin vedenottoaukkoon ja tarvittaessa syötetään pelloille. Epävakaiden kosteuden ja kuivien alueiden vyöhykkeellä vesitilan säätelyllä pyritään maksimoimaan kosteuden kertyminen maaperään ja sen järkevä käyttö. Esimerkiksi lumen ja sulamisveden pidättyminen. Käytä tätä varten sänkiä, keinukasveja, lumiakseleita. Veden pintavalumisen vähentämiseksi käytetään syyskyntöä rinteiden poikki, patoa, jaksoittaista uurtamista, uritusta, sadon kaistalesijoitusta ja solumuokkausta. Suojavyöhykkeillä on poikkeuksellinen rooli maaperän kosteuden kerääntymisessä. Suojaamalla lunta talvella pois puhaltamiselta ne lisäävät kosteusvarantoja metrin pituisessa maakerroksessa kasvukauden alkuun mennessä 50-80 mm ja joinakin vuosina jopa 120 mm. Metsävyöhykkeiden vaikutuksesta kosteuden tuottamaton haihtuminen maan pinnalta vähenee. Monet maatalouskäytännöt edistävät kosteuden kertymistä ja säilymistä maaperässä. Keväällä maaperän pinnan löysääminen tai kosteuden sulkeminen äestämällä välttää sen fyysisen haihtumisen aiheuttamat tarpeettomat häviöt. Kylvön jälkeinen maan valssaus muuttaa peltohorisontin pintakerroksen tiheyttä verrattuna sen muuhun massaan. Tuloksena oleva ero maaperän tiheyksissä aiheuttaa kosteuden kapillaarivirtauksen alla olevasta kerroksesta ja edistää vesihöyryn tiivistymistä ilmassa. Orgaanisten ja mineraalilannoitteiden käyttö edistää kosteuden taloudellisempaa käyttöä. Aavikko-aroilla ja aavikkoalueilla tärkein tapa parantaa vesihuoltoa on kastelu sekä monimutkainen, melko monimutkainen maaperän talteenotto. Näin ollen optimaalisen fyysisen ja vesifysikaalisen maaperän ja maaperän olosuhteiden luominen on yksi tärkeimmistä edellytyksistä maaperän hedelmällisyyden lisäämiselle.

Katso myös

• Kastelu
• Ikirouta
• Pääasiallinen hydrofyysinen ominaisuus

Muistiinpanot

1. ↑ 1 2 3 Zunker F. Das verhalten des Bodens zum Wasser. Handbuch der Bodenlehre. bd. VI, 1930, Berliini
2. ↑ Kachinsky N. A. Maaperän fysiikka. Osa II. Veden fyysiset ominaisuudet ja maaperän toimintatavat. Opastus. - M .: Korkeakoulu, 1970, s. 26
3. ↑ Litvinova T. A. Jäätyneen maaperän ominaispinta-alan ja ultrahuokoisuuden vaikutus niiden jäätymättömän veden pitoisuuteen. M., 1961
4. ↑ Kossovich P.S. Maaperän vesiominaisuudet . - Pietari: Zh. "Kokeellinen agronomia", kirja. 3, 1904
5. ↑ 1 2 3 Lebedev A.F. Maaperä ja pohjavesi. M.-L.: Selkhozgiz, 1930
6. ↑ Votyakov I. N. Suhde jäätymättömän vesipitoisuuden ja maaperän hygroskooppisen kosteuspitoisuuden välillä. Izvestija SO AN SSSR, Novosibirsk, 1960, s. 17-25
7. ↑ Kachinsky N.A. Maaperän kosteudesta ja sen tutkimismenetelmistä. M.-L.: Selkhozgiz, 1930

Kirjallisuus

• Alekseev A. M., Gusev N. A. Mineraaliravitsemuksen vaikutus kasvien vesijärjestelmään. - M., 1957
• Alpatiev A. M. Viljeltyjen kasvien kosteusvaihto. - L .: Gidrometeoizdat, 1954
• Babaev A. G. Aavikko sellaisena kuin se on. - M .: "Nuori vartija", 1980
• Bozhenova A.P. Veden vaeltaminen jäätyneessä maaperässä. - M., 1946
• Bolshakov A. F. Keski-Venäjän ylängön voimakkaiden tšernozemien vesijärjestelmä. - M .: Neuvostoliiton tiedeakatemian kustantamo, 1961
• Budagovsky AI Maaperän kosteuden haihtuminen. - M.: Nauka, 1964
• Kachinsky N. A. Maaperän fysiikka. Osa II. Veden fyysiset ominaisuudet ja maaperän toimintatavat. Opastus. - M .: Korkeakoulu, 1970
• Rozhkov V. A. Maaperätiede. - Kustantaja "Metsäteollisuus", 2006
• Maaperätieteen ja maaperän maantieteen perusteet. Ed. Kulizhsky S. P., Rudogo A. N., - Tomsk: TSPU:n kustantaja, 2004

Linkit

• Euroopan maakartasto Arkistoitu 25. kesäkuuta 2009 Wayback Machinessa