Глава 7 РЕЖИМЫ ПОЧВ

7.1. Вода в почве

Почва способна впитывать, пропускать через себя и удерживать в своем составе воду. В почве всегда находится влага. Главным источником почвенной влаги являются атмосферные осадки. Кроме осадков вода поступает в почву из грунтовых вод, а также путем сорбции твердой фазой почвы водяных паров из атмосферы. В орошаемом земледелии воду подают в почву при поливах из различных источников.

Вода является одним из основных факторов плодородия почвы. Она определяет процесс почвообразования, физико-химические и биологические процессы. Из почвенного раствора в ионной форме поглощаются элементы питания, вода предохраняет растения от перегрева солнечной радиацией. От содержания воды зависят воздушный, питательный и тепловой режимы почвы, ее физико-механические свойства. Рост и развитие растений нормально происходят только при постоянном и оптимальном содержании воды в почве. Недостаток или избыток воды в почве отрицательно сказываются на продуктивности растений или лаже вызывают их гибель.

Вода в почве удерживается различными силами: сорбционными, капиллярными, осмотическими. Под действием этих сил изменяются свойства почвенной воды, ее подвижность и доступность растениям.

Находясь в почве в различных состояниях, вода обладает Различными физическими свойствами: плотностью, вязкостью, теплоемкостью, осмотическим давлением и др. Эти свойства обусловливаются взаимодействием молекул воды между собой и твердой, жидкой и газообразной фазами почвы.

По классификации А. А. Роде (1965) в почвах выделяют пя категорий или форм воды: твердую, химически связанную, пар образную, сорбированную и свободную. [|

Твердая вода — лед, образующийся в почве при сезоннс промерзании или многолетний в условиях «вечной мерзлоты! При испарении и таянии льда при положительной температ он может служить источником доступной для растений воды.

Химически связанная вода входит в состав химических сс единений в виде гидроксильной группы — конституционна вода [Fe(OH)₃, А1(ОН)₃], или целыми молекулами (кристаллиз ционная вода), например, в составе гипса — CaS0₄ • 2Н₂0, мира билита — Na₂S0₄ • 10Н₂О. Химически связанная вода не обладав свойствами растворителя и недоступна растениям.

Парообразная вода содержится в почвенном воздухе, кото| рый находится в порах почвы, свободных от воды. Почвснны| воздух почти всегда полностью насыщен парами воды. Парь воды перемещаются с почвенным воздухом от теплых слоев поч| вы к холодным, из мест с большим давлением водяного пара места с меньшим давлением. Поэтому в почве происходят восход дящие и нисходящие суточные и сезонные перемещения водя-| ного пара. В процессе конденсации пар превращается в жидк> воду, которая может поглощаться растениями.

Физически связанная, или сорбированная, вода удерживается поверхностной энергией твердых частиц почвы. Процессом'! сорбции воды называют притяжение твердыми частицами почвы| дипольных молекул парообразной и жидкой воды.

Прочносвязанная вода образуется в результате адсорбции паров | воды из воздуха на поверхности твердых частиц в 2—4 слоя ориентированных молекул воды. Свойство почвы сорбировать паро-¹ образную воду называют гигроскопичностью, а саму такую воду — гигроскопической. Она недоступна для растений. Гигроскопическая вода имеет повышенную плотность (1,5—1,8 г/см³), повышенную вязкость, замерзает при температуре от -4 до -78 °С.

Максимальное количество воды, которое может быть сорбировано почвой из парообразного состояния в воздухе при его относительной влажности, равной 100 %, называют максимальной гигроскопической водой (МГ). В малогумусных песчаных почвах максимальная гигроскопическая вода составляет 0,5—1 %, в глинистых высокогумусных — 15—16 %, в торфяных — до 30—50 % от массы сухой почвы.

рыхлосвязанная вода сорбируется твердыми частицами поч-, при соприкосновении с жидкой водой. Поверхностная энер-^B'hi твердых частиц почвы неполностью компенсируется молеку-_мИ парообразной воды, поэтому при соприкосновении с жид-_к0Й водой формируется дополнительный слой, толщиной до нескольких десятков молекул воды. Эта дополнительно сорбированная вода называется рыхлосвязанной, она удерживается менее прочно и может быть частично доступной для растений. Она имеет плотность выше, чем плотность у свободной воды, замерзает при температуре — 1,5^—4 °С.

Помимо рыхлосвязанной, в почве содержится свободная вода. Она не связана силами сорбции с твердой фазой почвы, легко доступна для растений. Ее подразделяют на капиллярную и гравитационную воду.

Капиллярная вода удерживается в почве капиллярными силами. Они возникают в порах почвы диаметром от 8 до 0,003 мм за счет разности капиллярного давления при различной кривизне менисков воды. Вода, смачивая стенки капилляров, образует вогнутые поверхности, что приводит к снижению давления, подъему воды по капиллярам и удержанию ее в почве. При увлажнении почвы сверху, без подпора грунтовыми водами, вода в капиллярах удерживается в подвешенном состоянии и называется капиллярно-подвешенной. При увлажнении почвы снизу грунтовыми водами, вода в капиллярах поднимается под давлением грунтовых вод и называется капиллярно-подпертой водой. Зону капиллярного подъема воды под давлением грунтовых вод выше их основного уровня называют капиллярной каймой (КК).

Гравитационная вода находится в крупных порах, свободно просачивается вниз по профилю почвы под действием сил притяжения Земли.

7*2. Водные свойства почв

К основным водным свойствам почв относятся водоудерживающая способность, водопроницаемость и водоподъемная способность.

Водоудерживающая способность — способность почвы удерживать воду сорбционными и капиллярными силами. Макси-^млпьное количество воды, которое почва способна удерживать

различными силами, называется влагоемкостью. Различают вл| гоемкость полную, наименьшую, капиллярную и максималъ но-молекулярную, которые для каждой почвы являются почвег но-гидрологическими константами.

Полная влагоемкость (ПВ) или водовместимость — это кол* чество воды в почве после полного насыщения, когда все пор| (капиллярные и некапиллярные) заполнены водой. Длительнс насыщение почв водой до полной влагоемкости, например, гидроморфных почвах приводит к развитию анаэробных процес: сов, снижающих плодородие и продуктивность растений.

Если гравитационная вода не подпирается грунтовыми вода! ми, то она стекает в более глубокие горизонты. Максимально! количество воды, которое удерживается в почве после просачи| вания гравитационной воды в глубокие горизонты при отсутст! вии подпора грунтовыми водами, называют наименьшей влагоем костью почвы (НВ).

Наименьшая влагоемкость (НВ) является важным свойством почвы, она обусловливает максимальное количество воды, кото| рое почва способна удерживать длительное время. I

При влажности почвы, соответствующей наименьшей влагО'1 емкости, до 75 % пор заполнены водой, в этом случае создаются оптимальные условия для влаго- и воздухообеспеченности расте|| ний. Наибольшие значения НВ свойственны для высокогумус-1 ных почв тяжелого гранулометрического состава с водопрочной! структурой.

В процессе испарения и потребления воды растениями] уменьшается количество воды в капиллярах. Появляются разрьь вы в заполнении капилляров водой, уменьшается подвижность! воды и ее доступность растениям.

Влажность почвы, соответствующая разрыву сплошного за-^ полнения капилляров водой, называют влажностью разрыва ка-L пилляров (ВРК). Эта константа почвы характеризует нижний^ предел оптимальной влагообеспеченности растений. Для суглинистых и глинистых почв ВРК составляет 65—70 % НВ.

Максимальное количество капиллярно-подпертой воды, ко-| торое может содержаться в почве над уровнем грунтовых вод, называют капиллярной влагоемкостью (КВ).

Максимальная молекулярная влагоемкость (ММВ) — макси- ] мальное количество рыхлосвязанной воды, удерживаемой сорб- ! ционными силами на поверхности твердой фазы почвы. При влажности почвы, соответствующей ММВ, растения начинают!

увядать, поэтому ее называют влажностью завядания (ВЗ) или «мертвым», недоступным для растений запасом воды в почве.

Для разных типов почв, для различных растений и периодов _иХ роста влажность завядания неодинакова. Особенно трудно переносят критическое содержание воды в почве проростки растений.

Влажность завядания растений определяют методом проростков по С. И. Долгову или используя величину максимальной гигроскопичности почвы (МГ).

По рекомендации гидрометслужбы влажность завядания (п %) равна максимальной гигроскопичности (в %), умноженной на коэффициент 1,34, а по рекомендации Н. А. Качинского — на коэффициент 1,5: (ВЗ = МГ • 1,34 или ВЗ = МГ • 1,5).

Общий запас воды в почве рассчитывают для каждого генетического горизонта, потому что влажность и плотность почвы значительно изменяются по почвенному профилю. Общий запас воды на заданную глубину почвы можно рассчитать по формуле

ОЗВ м³/га = (W_x ? dv_x • А,) + (W₂ -dv₂ ? h₂) + ... + (W_n • dv_n • h„),

где ОЗВ — общий запас воды на изучаемую глубину почвы,

м³/га;

W_x, dv,, A, — соответственно полевая влажность, плотность и мощность первого слоя или генетического горизонта, см;

W₂, dv₂, h₂ — значения показателей второго слоя или генетического горизонта и т. д.

Для пересчета запасов воды, рассчитанных в м³/га, в мм водного слоя нужно разделить на 10, так как слой воды в 1 мм на площади 1 га занимает объем 10 м³.

Запасы недоступной воды в почве, которые соответствуют влажности завядания растений, определяют тоже по генетиче^ским горизонтам на заданную глубину, аналогично расчету общего запаса воды. Но вместо полевой влажности по тем же слоим или генетическим горизонтам почвы берут влажность устойчивого завядания растений — ВЗ:

НВЗ = (ВЗ, -dv_x ? h_x) + (В3₂ -dv₂ • h₂) + ... + (B3„ • dv„ ? A„), ^r'^lc НВЗ — запасы недоступной воды в почве на изучаемую глубину в м³/га;

ВЗ,, dv_x, А, — влажность завядания, плотность и мощность ‘Щрвого слоя или генетического горизонта и т. д.

Разность между общим запасом воды в почве и запасом н| доступной воды составляет продуктивную воду для растений, кщ торая может быть использована на формирование урожая.

Количество продуктивной воды в почве соответствует вла ности в интервале от влажности завядания (ВЗ) до наименьше влагоемкости (НВ). Но наиболее доступная для растений вод| соответствует влажности почвы от ВРК до НВ.

Запасы продуктивной воды в слое почвы мощность!

0—100 см, равные 130—180 мм, являются хорошими, от 130 мц до 100 мм — удовлетворительными, меньше 100 мм считаютс^ неудовлетворительными.

Полевую влажность почвы определяют чаще всего весовьп| методом. В поле пробы для определения влажности почвы беру как правило, буром из скважин или ножом со стенки разреза Пробы берут из горизонтов почвы через 10 или 20 см. Если нуж! но взять пробу из слоя почвы 50 см, то ее отбирают по несколь! ку граммов из верхней, средней и нижней частей. Отобранный образцы в алюминиевых стаканчиках взвешивают с точностьн до 0,01 г, затем высушивают в сушильных шкафах при темпера^ туре 105 °С до постоянной массы. Такую почву называют абсолютно сухой.

Полевую влажность почвы рассчитывают по формуле

W =

100а

где W — полевая влажность, %;

а — масса испарившейся воды, г;

в — масса абсолютно сухой почвы, г.

Таким образом, под влажностью почвы понимают отношение массы воды в почве к массе абсолютно сухой почвы, выраженное в процентах.

Водопроницаемость почвы — это ее способность впитывать и пропускать через себя воду. Различают две стадии водопроницаемости. Первая стадия — впитывание, когда все поры почвы постепенно заполняются водой, т. е. почва достигает полной влагоемкости.

Вторая стадия водопроницаемости — фильтрация — просачивание, передвижение воды в почве под действием силы тяжести и величины напора слоя воды над поверхностью почвы после полного насыщения ее водой.

Водопроницаемость определяется объемом воды, просачивающейся через единицу площади поверхности почвы в единицу времени, и выражается в мм слоя воды в единицу времени по

формуле

v =

10 Q

St ’ где v — скорость водопроницаемости, мм/ч;

Q — расходы воды, см³;

10 — коэффициент перевода см³ воды в мм слоя воды на площади 1 см²;

S — площадь фильтрующей поверхности почвы, см²; t — время опыта, ч.

Н. А. Качинский (1970) предложил шкалу оценки водопроницаемости почв:

В песчаных почвах водопроницаемость излишне высока, в суглинистых и глинистых с водопрочной комковато-зернистой структурой — наилучшая и хорошая, в тяжелоглинистых бесструктурных — неудовлетворительная.

При неудовлетворительной водопроницаемости почвы происходит скопление и застаивание воды на поверхности в бессточных понижениях, что вызывает гибель большинства куль^тУрных растений. На склонах таких почв происходит слишком значительный поверхностный сток, вызывающий эрозию.

При излишне высокой водопроницаемости очень низка вла-^г°емкость почвы, соответственно недостаточен и запас воды для Растений. При орошении таких почв возможна потеря поливной

воды в грунтовые воды и подъем уровня грунтовых вод. Ее. грунтовые воды окажутся высокоминерализованные, то возмо: но засоление почв, особенно в аридном климате.

Водоподъемная способность почвы — свойство вызывав восходящее передвижение содержащейся в ней воды при дейс вии менисковых сил в капиллярах твердой фазы почвы.

Менисковые силы начинают действовать в порах почвы диа| метром 8 мм, и особенно большая разница в давлении проявлю ется в капиллярах диаметром 0,1—0,003 мм. Капилляры диаме' ром <0,003 мм полностью заполнены прочносвязанной (гигр< скопической) водой, которая малоподвижна и недоступна растений.

В связи с этим водоподъемная способность возрастает в ря, от песчаных почв к суглинистым и снижается в тяжелоглинисты: Высота подъема воды в капиллярах под действием менисковы сил в песчаных почвах 0,5—0,7 м, в суглинистых — до 5—6 м на, уровнем грунтовых вод. Благодаря этой способности почв грунто| вые воды могут подпитывать растения, а при значительном подъ еме их уровня оказывать отрицательное влияние на растения, вы зывая восстановительные процессы или засоление почв.

За счет действия менисковых сил до момента разры: сплошного заполнения капилляров передвигается и капилляр* но-подвешенная вода.

В бесструктурных почвах с тонкими капиллярами при восходящем передвижении воды к испаряющей поверхности мной воды теряется на испарение. В хорошо оструктуренных почв: капиллярные поры разобщены межагрегатными порами, поэто му испарение воды с поверхности почвы значительно меньше.

7.3. Водный режим почв

Водный режим почвы — это совокупность всех явлений, оп-| ределяющих поступление, передвижение, расход и использова-| ние растениями почвенной влаги. Водный режим почвы — важ-| нейший фактор почвообразования и почвенного плодородия.

Основным источником почвенной воды являются атмосфер-1 ные осадки. Некоторое количество воды поступает в почву в ре-1 зультате конденсации пара из воздуха, иногда значительную! роль играют близко расположенные грунтовые воды. В районах';] орошаемого земледелия большое значение имеют поливы.

Расход воды происходит следующим образом. Часть воды, поступающей на поверхность почвы, стекает в виде поверхностного стока. Наибольшее количество поступившей в почву влаги поглощается растениями, которые затем частично ее испаряют. Некоторое количество воды расходуется на испарение, причем часть этой влаги задерживается растительным покровом и с его поверхности испаряется в атмосферу, а часть испаряется непосредственно с поверхности почвы. Почвенная вода может расходоваться и в виде внутрипочвенного стока — временно существующего явления, которое возникает в периоды сезонного увлажнения почвы. В это время по наиболее водопроницаемому почвенному горизонту начинает перемещаться гравитационная вода, водоупором для которой является менее водопроницаемый горизонт. Такие сезонно существующие воды получили название верховодок. Наконец, значительная часть почвенной воды может достигать поверхности грунтовых вод, отток которых происходит по водонепроницаемому ложу-водоупору, и уходить в составе грунтового стока.

Атмосферные осадки, талые и поливные воды проникают в почву вследствие ее водопроницаемости (способности пропускать воду). Чем больше в почве крупных (некапиллярных) промежутков, тем выше ее водопроницаемость. Особое значение имеет водопроницаемость для впитывания талых вод. Если осенью почва замерзла в сильно увлажненном состоянии, то обычно ее водопроницаемость крайне незначительна. Под лесной растительностью, предохраняющей почву от сильного промерзания, или на полях с рано проведенным снегозадержанием талая вода впитывается хорошо.

От содержания воды в почве зависят технологические процессы при обработке почвы, снабжение растений водой, физико-химические и микробиологические процессы, обусловливающие превращение питательных веществ в почве и поступление их с водой в растение. Поэтому одной из основных задач земледелия является создание в почве водного режима, благоприятно^Го для культурных растений, что достигается накоплением, сомнением, рациональным расходованием почвенной влаги, а в Необходимых случаях орошением или осушением земель.

Водный режим почвы зависит от свойств самой почвы, условий климата и погоды, характера природных растительных фор-^Маиий, на обрабатываемых почвах — от особенностей выращи-^асмых культурных растений и техники их возделывания.

Практически тип водного режима определяют по coothol нию среднего многолетнего количества атмосферных осадков! мм к испаряемости за год. Под испаряемостью понимают макс|Г мальное количество воды, которое испаряется с открытой воднс поверхности или с поверхности постоянно переувлажнение почвы в конкретных климатических условиях за определеннь промежуток времени и выражается в мм. Отношение годовс суммы осадков к годовой испаряемости назвали коэффициенте увлажнения (КУ).

В зависимости от коэффициента увлажнения для различив почвенно-климатических зон Г. Н. Высоцкий выделил 4 тиг водного режима почв: промывной, периодически промывно^ непромывной и выпотной. Также выделяют застойный и крис генный режимы. щ

При коэффициенте увлажнения >1 складывается промывной тип водного режима. Он характерен для зон, где сумма годовыз осадков значительно превышает величину испаряемости. Поч| венный профиль ежегодно промывается водой до грунтовых вой! элювиальный процесс приводит к выщелачиванию продуктов почвообразования в иллювиальные горизонты и грунтовые водь Это характерно для подзолистых почв таежно-лесной зоны! красноземов и желтоземов зоны влажных субтропических лесов! Если при КУ > 1 близко залегают грунтовые воды или слабая во| допроницаемость почв и почвообразующих пород, то развивает*! ся болотный подтип водного режима.

При коэффициенте увлажнения, равном 1 (КУ = 1), склады-| вается периодически промывной тип водного режима. В засуш^ ливые годы с колебанием КУ от 1 до 0,8 преобладает непромыв^ ной водный режим, а во влажные годы при КУ от 1 до 1,2 скла-1 дывается промывной тип водного режима, который повторяете^ 2—4 года из 10 лет. Периодически промывной тип водного perl жима характерен для серых лесных почв, черноземов оподзолен^| ных и выщелоченных лесостепной зоны.

При снижении коэффициента увлажнения менее 11 (до 0,6—0,1) формируется непромывной тип водного режима.

В таких условиях вся вода, поступающая в почву, удерживается в| верхних горизонтах и никогда не просачивается до грунтовых;] вод. Запасы воды, накопленные от осенних и зимних осадков,! быстро расходуются летом на транспирацию и физическое испарение с поверхности почвы. Такой тип водного режима характе-

,_и для черноземов и каштановых почв степной зоны, бурых ^очв полупустынной зоны и серо-бурых почв пустынной зоны. 13 полупустынной и пустынной зонах запасы влаги в почвах бы-нают незначительными и быстро расходуются на испарение, поэтому земледелие в этих зонах невозможно без орошения.

Выпотной тип водного режима формируется в степной, полупустынной и пустынной зонах при уровне грунтовых вод менее 3 м, когда капиллярно-подпертая вода может подниматься до самой поверхности почвы и расходоваться на транспирацию и физическое испарение. В засушливых зонах при малом количестве осадков преобладает восходящее передвижение воды в почве при подъеме по капиллярам из грунтовых вод. Если грунтовые воды сильно минерализованы, то в почву поступает много солей, происходит образование засоленных почв — солонцов, солончаков.

Дополнительно к основным типам водного режима почв А. А. Роде выделил еще два: мерзлотный и ирригационный. Мерзлотный тип характерен для зон с холодным климатом при наличии многолетнего мерзлого слоя почвогрунта под оттаивающим профилем почвы. Ирригационный тип водного режима складывается при орошении. При орошении нужно стремиться создавать водный режим периодически промывного типа (КУ=1). Увеличение норм поливов выше расчетных может привести к подъему грунтовых вод и к засолению почв.

Застойный тип водного режима формируется под влиянием близкого залегания грунтовых вод в условиях влажного климата, при котором количество атмосферных осадков превышает сумму испарения и поглощения воды растениями. Из-за избыточного увлажнения образуется верховодка, в результате чего происходит заболачивание почвы. Этот тип водного режима типичен для понижений в рельефе.

Оптимальные условия для почвообразования, роста и развития растений создаются при коэффициенте увлажнения, близ-к°м к 1, когда количество поступающей в почву воды равно ее Расходу на транспирацию и физическое испарение при опти^мальных значениях других факторов жизни растений.

Улучшения водного режима почв в земледелии добиваются ^0сУш,сствлением комплекса приемов, которые изменяют количе^Ство поступающей воды в почву и расход ее, увеличивают полезные запасы воды в почве, способствуют получению высоких Урожаев сельскохозяйственных культур.

К приемам регулирования водного режима в зонах избыточного увлажнения относятся нивелировка и планировка поверхности почвы, устройство открытого и закрытого дренажа для отвода избыточной воды, окультуривание почвы (улучшение структуры почвы, рыхление подпахотного горизонта и др.).

В зонах неустойчивого увлажнения приемы регулирования должны быть направлены на накопление воды в почве и ее рациональное использование. К таким приемам относятся: задержание снега и талой воды с помощью оставленной стерни, посева кулисных растений, поделки снежных валов, посева полезащитных лесных полос, щелевание почвы, глубокое рыхление почвы поперек склонов, полосное размещение сельскохозяйственных культур, раннее весеннее боронование, прикатывание почвы после посева. Внесение минеральных и органических удобрений способствует более продуктивному использованию влаги.

7.4. Воздушный режим почв

Воздушным режимом почв называют комплекс процессов поступления воздуха в почву, передвижения его по профилю почвы, обмена почвенного воздуха с атмосферным, изменение состава и физического состояния при взаимодействии с твердой, жидкой и живой фазами почвы.

Почвенный воздух представляет собой смесь различных газов и паров летучих органических веществ, которые заполняют поры почвы, не заполненные почвенным раствором.

Почвенный воздух играет большую роль в почвообразовании и в жизни растений, так как растения нуждаются в постоянном притоке кислорода к корням и выводе углекислого газа из почвы.

Различают несколько видов почвенного воздуха. Свободный почвенный воздух находится в порах почвы, он свободно перемещается в почве и обменивается с атмосферой.

Адсорбированный почвенный воздух сорбирован поверхностью твердой фазы почвы. Газы по активности адсорбции твердой фазой почвы располагаются в такой последовательности:

nh₃>co₂>o₂>n₂.

Растворенный почвенный воздух находится в почвенном растворе. Хорошо растворяются в воде аммиак, сероводород, уг-лскислый газ, меньше растворим кислород. Растворимость газов почвенном растворе увеличивается с понижением температуры

почвы.

Газовый состав почвенного воздуха отличается от атмосферного и постоянно изменяется, особенно значительны колебания в содержании кислорода и диоксида углерода. Это объясняется потреблением кислорода корнями растений, микроорганизмами, окислительными процессами и выделением С0₂ при дыхании корней растений и разложении органических веществ микроорганизмами.

В почвенном воздухе содержание С0₂ всегда выше и может повышаться в десятки и сотни раз по сравнению с атмосферным воздухом, а содержание 0₂ может снизиться с 20,9 до 10 % и менее.

В почвах с хорошей аэрацией и благоприятными физическими свойствами происходит быстрый обмен почвенного и атмосферного воздуха, содержание С0₂ поддерживается на уровне

1—2 %, а содержание 0₂ достигает 18—20 % всего объема почвенного воздуха. Такой газовый состав почвенного воздуха является благоприятным для почвенной биоты.

При увеличении влажности почвы более НВ, особенно в тяжелоглинистых почвах, содержание С0₂ может повышаться до 6 %, а 0₂ снижаться до 15 % и ниже. В болотных почвах эти процессы усиливаются. При недостатке кислорода в почве преобладают анаэробные процессы, повышается содержание диоксида углерода, аммиака, метана, сероводорода, этилена и других газов до токсичного для растений уровня. Такой состав почвенного воздуха угнетает развитие растений и зачастую приводит к их гибели.

Для поддержания благоприятного газового состава почвенного воздуха необходим его постоянный обмен с атмосферным воздухом, постоянное выделение С0₂ из почвы в атмосферу. Выделение С0₂ из почвы в атмосферу называют «дыханием» почвы. Процесс обмена почвенного воздуха с атмосферным называют газообменом или аэрацией.

Газообмен осуществляется через поры почвы, сообщающиеся с атмосферным воздухом и незанятые водой. На интенсивность газообмена влияют диффузия, изменение температуры и атмосферного давления, скорость ветра, колебания уровня грунтовых вод и другие физико-географические факторы.

Интенсивность диффузии зависит от парциального давлен* газов, пропорционального их концентрации в составе почвеннс го воздуха. В почвенном воздухе меньше 0₂ и больше С0₂, чем,| атмосферном, поэтому под влиянием диффузии происходит пс ступление кислорода в почву и выделение С0₂ в атмосферу.

Газообмен почвенного воздуха с атмосферным зависит воздушных свойств почвы — ее воздухопроницаемости и возду,| хоемкости.

Воздухопроницаемость почвы — это ее способность пропуск кать через себя воздух. Этот параметр характеризуется количеств вом воздуха, прошедшим под определенным давлением за единиц цу времени через площадь 1 см² при толщине слоя I см. Воздухо-1 проницаемость почвы зависит от гранулометрического состава*! структурности, содержания органического вещества, плотности й| влажности, приемов обработки и окультуривания.

Благоприятные условия для растений и микроорганизмов^ создаются в оструктуренных почвах, в которых капиллярные! поры занимают более 50 %, а некапиллярные — 15—20 % от общей пористости почвы.

Воздухоемкость — это объем воздуха, выраженный в % от | общего объема почвы. Воздухоемкость почвы зависит от ее по- | ристости и влажности. Чем выше пористость и меньше влаж- I ность, тем больше воздуха содержится в почве. Если при наименьшей влагоемкости (НВ) объем воздуха в почве составляет менее 15 % от ее общего объема, то аэрация такой почвы становится неудовлетворительной. Оптимальные условия для аэрации почвы создаются при содержании воздуха 20—25 % в минеральных почвах и 30—40 % в торфянистых.

Большая часть типов почв нуждается в улучшении воздушного режима, особенно при избыточном увлажнении. Все приемы обработки почвы, улучшающие физические свойства, увеличивающие аэрацию, улучшают газовый состав почвенного воздуха, уменьшают концентрацию С0₂, увеличивают содержание 0₂ в почве.

Эффективными приемами улучшения воздушного режима почв являются регулирование реакции почвенного раствора, внесение минеральных и органических удобрений. Создание глубокого пахотного слоя и рыхление подпахотного, разрушение почвенной корки улучшают воздушный режим глинистых почв.

7.5. Тепловые свойства почв

Тепловое состояние почвы обусловливается климатом, суточным и сезонным поступлением солнечной радиации и в значительной степени свойствами самой почвы. Часть тепла почва получает из недр Земли и от химических и биологических процессов, в ней происходящих. Тепловое состояние почвы определяется показателями температуры в генетических горизонтах.

Температура является важным фактором почвообразовательного процесса. Она влияет на растворение и осаждение минеральных и органических соединений в почве, жизнедеятельность микроорганизмов. От температуры почвы зависят рост и развитие растений. Поэтому нужно знать закономерности формирования теплового состояния почв, их тепловые свойства и приемы их регулирования.

Тепловыми свойствами почв являются теплопоглотительная способность, теплоемкость и теплопроводность.

Теплопоглотительная способность почвы — это способность поглощать лучистую энергию солнца. Она определяется величиной альбедо (А), в %. Альбедо — величина, характеризующая способность поверхности отражать поступающую энергию солнца. Альбедо равно отношению отраженной солнечной радиации к общей солнечной радиации, достигшей поверхности, выраженное в процентах. Чем меньше отражается лучистой энергии солнца с поверхности почвы, тем больше почва прогревается.

Альбедо зависит от многих свойств почвы: цвета, влажности, порозности, выравненности, а также от рельефа и растительного покрова. Почвы темные, богатые гумусом (черноземы, каштановые) поглощают больше солнечной радиации по сравнению со светлоокрашенными сероземами, а влажные — по сравнению с сухими. Например, у чернозема сухого альбедо равно 14 %, а влажного — 8 %, у серозема сухого — 25—30 %, а влажного — Ю-12%.

Растительный покров значительно ослабляет влияние солнечной радиации и тем самым уменьшает нагревание поверхности почвы. Рельеф изменяет угол наклона по отношению к солнечным лучам и значительно меняет их поглощение. Склоны южной экспозиции поглощают больше солнечной радиации по сравнению с северными.

4 7126 Еитефесв

Теплоемкость почвы — количество теплоты, выраженное в джоулях или калориях, которое необходимо для повышения температуры единицы массы (1 г) или объема (1 см³) почвы на 1 °С. Теплоемкость единицы массы почвы называют удельной, а единицы объема — объемной. Она зависит от минералогического и гранулометрического составов, содержания органического вещества в почве, воздушного и водного режимов. Теплоемкость 1 г воды принята за 1 калорию или 4,186 Джоуля. Другие составные части и минералы почвы имеют меньшую теплоемкость: 1 г торфа — 0,477 кал, 1 г глины — 0,233 кал, 1 г песка — 0,196 кал. Поэтому влажные почвы медленнее нагреваются и охлаждаются по сравнению с сухими. Глинистые почвы медленнее прогреваются весной, чем песчаные.

Теплопроводность почвы — способность проводить тепло, передавать его от одного слоя к другому. Она измеряется количеством теплоты, которая проводится за 1 секунду через 1 см² почвы толщиной 1 см.

Составные части почвы обладают разной теплопроводностью:

Теплопроводность воздуха очень низка. Поэтому рыхлые почвы пропускают через себя меньше тепла. Теплопроводность воды в 28 раз больше, чем у воздуха, поэтому влажные почвы имеют большую теплопроводность и накапливают больше тепла перед уходом в зиму, что предохраняет растения от вымерзания.

Совокупность процессов поступления тепла в почву из различных источников, передачи его от одного слоя к другому, накопления и отдачи в атмосферу называют тепловым режимом почвы. Тепловой режим в комплексе с водным и воздушным режимами оказывает большое влияние на ход почвообразовательного процесса и плодородие почвы.

Для регулирования теплового режима почв проводятся различные мелиоративные приемы в зависимости от почвенно-климатических и погодных условий и технологии возделывания сельскохозяйственных культур.

К приемам регулирования теплового режима почв в северных зонах относятся рыхление поверхностного слоя, глубокая обработка почвы с рыхлением подпахотного слоя, гребневые и грядковые посевы. В овощеводстве в качестве биотоплива вносят навоз, компосты (для улучшения температурного режима), а в геплицах производится искусственный обогрев паром или горячей водой, пускаемой по трубам на глубине 40—70 см.

В аридных зонах приемы направлены на понижение температуры почвы. К таким приемам относятся затенение почвы растительным покровом, например, посев кулис из высокостебельных растений, лесных массивов, полезащитных лесных полос.

Эффективно мульчирование поверхности почвы соломой, мульчбумагой, полихлорвиниловой пленкой, торфом. Мульчирование светлоокрашенными материалами увеличивает альбедо и ослабляет нагревание почвы, способствуя минимизации испарения.

Регулирование теплового режима почвы зимой проводят снегозадержанием с помощью кулис, лесных полос, оставления высокой стерни, установки щитов, формирования снежных валов. Снежный покров сохраняет тепло в почве, предохраняет ее от глубокого промерзания и сильного понижения температуры.

Для количественной характеристики теплообеспеченности почв учитывают сумму активных температур в почве на глубине 20 см за период вегетации растений. Для оценки суровости зимних условий определяют сумму отрицательных температур на глубине 20 см, глубину и длительность промерзания почв. По чтим параметрам выделяют следующие почвы: теплые, умеренно теплые, умеренно холодные, холодные, длительно сезоннопромерзающие и мерзлотные.

По сумме активных температур (>10 °С) в почве на глубине 20 см за период вегетации растений В. Н. Димо предложены следующие показатели теплообеспеченности почв:

7.6. Почвенный раствор Ж

и оксилительно-восстановительные процессы в почве щ

Почвенным раствором называют жидкую фазу почвы. В неЯ содержатся газы (0₂, С0₂, N₂, NH₃ и др.), анионы минеральны* соединений (NCOJ, С0₃~, NOj, N0₂, SO4', Н₂РО;;, НРО4"), каЯ тионы (Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺, NHJ, К⁺, Н⁺). В дерново-подзолистья почвах могут содержаться катионы Al³ Fe³⁺, в заболоченны*

почвах — Fe²⁺. ,1

В почвенном растворе содержатся водорастворимые органи-5 ческие вещества, продукты жизнедеятельности микроорганизмов* и растений — органические кислоты, аминокислоты, сахара,-спирты, ферменты и другие вещества полуразложения органических остатков, а также гумусовые кислоты.

Содержание минеральных и органических веществ в почвенном растворе значительно колеблется. В болотных, подзолистых почвах и в солонцах в растворах органические вещества преобладают над минеральными, в черноземах содержание органических и минеральных компонентов примерно равно.

Состав и свойства почвенного раствора оказывают большое влияние на процесс почвообразования, разрушение и синтез минеральных и органических соединений, их перемещение по профилю почв, а также на питание микроорганизмов и растений.

Огромное влияние на живую фазу почвы оказывает реакция почвенного раствора. Для большинства культурных растений и почвенных микроорганизмов оптимальной реакцией почвенного раствора является нейтральная или слабокислая (рН_в = 6,4—7,0). Некоторые культурные растения (рожь, овес, картофель, лен, люпин, табак, чайный куст) переносят более кислую среду (до рН„ = 4,5). Сильнокислая или сильнощелочная реакция почвенного раствора оказывает отрицательное влияние на рост и развитие растений, нарушает процесс поглощения элементов питания и приводит к гибели растений.

На поступление воды в растения решающее влияние оказывает осмотическое давление почвенного раствора. Осмос (от греч. osmos — давление) — односторонняя диффузия растворителя через полупроницаемую перегородку (мембрану), отделяющую раствор от растворителя. Осмос обусловлен стремлением системы к выравниванию концентраций раствора по обе стороны мембраны. Осмотическое давление зависит от концентрации почвенного раствора и степени диссоциации растворенных веществ. Если концентрация почвенного раствора равна или выше концентрации клеточного сока, то поступление воды в растения прекращается, происходит их обезвоживание и они

„огибают.

Высокое осмотическое давление почвенного раствора характерно для засоленных почв. Например, в солонце столбчатом п горизонте В₂ осмотическое давление почвенного раствора достигает 6,38 • 10⁵ Па¹ (6,3 атм), а в солончаке мокром — 13,6 • 10⁵ Па (13,4 атм).

Осмотическое давление почвенного раствора зависит от влажности почвы, при ее уменьшении оно возрастает.

Почвенный раствор оказывает огромное влияние на оксили-тсльно-восстановительные процессы в почве, на почвообразование и плодородие. Окислительно-восстановительные реакции в почве большей частью связаны с деятельностью микроорганизмов, активность которых зависит от состава и свойств почвенного раствора.

Интенсивность и направленность окислительно-восстановительных процессов в почве зависят от увлажнения и аэрации, содержания органических веществ и температуры. Основным окислителем в почве является кислород почвенного воздуха и почвенного раствора. При снижении аэрации в почве в результате ее уплотнения или сильного увлажнения, близкого к полной влагоемкости почвы, резко уменьшается интенсивность окислительных процессов, замедляется разложение растительных остатков. В условиях недостатка кислорода начинают преобладать восстановительные процессы, способствующие образованию подвижных форм органических веществ, переходу гумуминовых кислот в фульвокислоты, образованию закисных соединений железа, подвижного марганца (Мп²⁺), оглеению. В анаэробных условиях развивается денитрификация, сопровождающаяся потерями азота из почвы в газообразной форме (N₂, N₂0, NO).

Изменение воздушного, водного и температурного режимов и микробиологической активности в почве по сезонам года определяют окислительно-восстановительный режим, т. е. соотношение окислительно-восстановительных процессов в почвенном профиле в годичном цикле почвообразования.

Выделяют четыре типа окислительно-восстановительного (ОВ) режима в почвах.

1. Почвы с абсолютным преобладанием окислительных процессов (автоморфные почвы степей, полупустынь — черноземы, каштановые, сероземы, бурые и др.).

2. Почвы с преобладанием окислительных процессов при возможном проявлении восстановительных условий в некоторые сезоны или годы (автоморфные почвы таежно-лесной зоны, влажных субтропиков).

3. Почвы с переменным контрастным окислительно-восстановительным режимом (полугидроморфные почвы разных зон). Этот тип ОВ-режима характерен для почв с временным избыточным увлажнением, например, подзолистых, дерново-подзолистых, бурых лесных и др.

4. Почвы с устойчивым преобладанием восстановительных процессов — болотные и гидроморфные солончаки.