Jordvannsregime, dets typer og regulering. Regulering av jordvannsregimet Jordvannsregimet og metoder for dets regulering
Vannregimet er helheten av fenomenene med fuktighet som kommer inn i jorda, dens bevegelse, oppbevaring i jordhorisonter og forbruk fra jorda. Vannregimet til jord karakteriserer strømmen av vann inn i jorda og dets forbruk fra jorda for utstrømning til grunnvann eller andre avlastningselementer, for fordampning og transpirasjon. De to siste fenomenene kombineres ofte under enkeltbegrepet total fordampning (evapotranspirasjon) - på grunn av vanskeligheten med å definere dem separat. Vanligvis er vannregimet preget av følgende parametere: fuktighetsregime (endringer i vanninnhold i jorda avhengig av værforhold og påvirkning av planter) og jordvannbalanse (vurdering av tilstrømning og forbruk av vann i jord i det årlige syklus). Nylig, til disse kjente parametrene, har egenskaper ved den hydrologiske profilen og hydrologiske horisonter til jordsmonnet blitt lagt til. Vannregimet er viktig for å forstå tilblivelsen av jordsmonn og deres økologiske funksjoner, som manifesterer seg i å opprettholde et visst vegetasjonsdekke under gitte forhold.
Vannbalansen, som karakteriserer strømmen av vann inn i jorda og dens strømning fra den, uttrykkes kvantitativt med formelen:
Vo+Vos+Vgr+Vk+Vpr+Side=V 1 +Vs+Vi+Vp+Esp+Etr
hvor B er fuktighetsreserven i jorda ved begynnelsen av observasjoner; Vos er mengden nedbør i observasjonsperioden; Vgr - mengden fuktighet mottatt fra grunnvann; Vk - mengde kondenserende fuktighet; Vpr - overflatefuktighetstilstrømning; Sideveis - sideveis tilstrømning av jord og grunnvann; B 1 - mengden fuktighet i jorda ved slutten av observasjoner; Sol er mengden fuktighet i sideavrenningen; Vi er mengden infiltrert fuktighet; Вп - mengde fuktighet i overflateavrenning; Esp - mengden fordampet fuktighet; Etr - mengden fuktighet for transpirasjon (fradrag).
Venstre side er inntektsposter, høyre side er utgifter.
I de fleste tilfeller forekommer ikke progressiv tørking eller fukting av territoriet, og vannbalanselikningen er lik null. Vannbalansen er preget av årlige sykluser med gjentatte prosesser med fukttilførsel og forbruk. Ved å eliminere svakt signifikante og kompenserende komponenter i balansen kan vi skrive ligningen omtrentlig
Vo+Vos+Vgr+Vpr=V 1 +Vi+Vp+Esp+Etr
I naturlig jord kompenseres vannbalansen i langtidssyklusen, d.v.s. Forbruk og tilsig av vann i en årlig periode er i gjennomsnitt lik. Det kompenseres ikke bare i en rekke vanningsjord, der vann kan komme inn i grunnvannet og øke kapasiteten og vannforsyningen i jord-jordsøylen, og med rettet klimaendringer. Du kan se rutene til nattbusser i St. Petersburg på nettstedet Peterburg.ru
Dermed karakteriserer vannbalansen hovedtrekket i jordvannsregimet, dets syklisitet og det totale volumet av vann som passerer gjennom jorda under gitte forhold. Enhver tilførsel av fuktighet som eksisterer i en gitt jord gjenopprettes etter en viss tid, innenfor hvilken strømmen og tilstrømningen av vann til slutt utjevner seg. Derfor kan vurdering av vannregimet til jord basert på fuktighetsbalanse ikke tjene som en pålitelig egenskap ved den. Den snakker kun om volumet av vann som passerte gjennom jorda i løpet av et hydrologisk år.
For en mosegrodd granskog, som ligger 3 km fra eikegranskogen, ned en veldig flat catena, ser vannbalanselikningen litt annerledes ut:
755 (nedbør) = 323 (utløp) + 88 (evapotranspirasjon) + 88 (jordfuktighet etter opptørking til NV) + 236 (tilbakeholdt av plantekrone, tap på grunn av fukting av trær og moselag).
Hovedresultatet av å vurdere vannbalansen til de studerte økosystemene er at det var mulig å identifisere mengden vann som ble brukt til å levere vann til planter. Det er lik 80-120 mm avhengig av type pakke (økosystem).
Vannbalansen kan sammenstilles i forhold til ulike jordlag, hele jordtykkelsen eller en viss dybde. Oftest er fuktreserver, forbruk og inntektsposter uttrykt i mm av vannlaget eller i m 3 /ha. Fuktinnhold beregnes separat for hver genetisk horisont, siden fuktinnhold og tetthet varierer mye på tvers av ulike lag i jordprofilen. Vannreserver i en egen horisont bestemmes av formelen:
B=a*OM*N
hvor a er feltfuktighet, %; OM - volumetrisk masse (tetthet); n - horisonttykkelse, cm
For å regne om vannreserver beregnet i m 3 /ha til millimeter vannlag, må det legges inn en koeffisient på 0,1.
Vannreserver i jorda, som det tas hensyn til gjennom hele vekstsesongen, gjør det mulig å bedømme fukttilførselen til kulturplanter. I agronomisk praksis er det nyttig å ta hensyn til de totale og nyttige vannreservene. Den totale vannforsyningen er den totale mengden for en gitt jordtykkelse, uttrykt ved ligningen:
OZV = a 1 *OM 1 *N 1 +a 2 *OM 2 *N 2 +a 3 *OM3 3 *N 3…. + en *OMn *Hn
Den nyttige tilførselen av vann i jorda er den totale mengden produktiv, eller plantetilgjengelig, fuktighet i jordtykkelsen.
For å beregne nyttig tilførsel av fuktighet i jorda, må du beregne den totale fuktighetstilførselen og tilførselen av vanskelig tilgjengelig fuktighet, som beregnes på samme måte som den forrige formelen, men i stedet for åkerfuktighet, er fuktighetsinnholdet i stallen. visning av planter tas. Forskjellen gir mengden nyttig fuktighet i jorda.
EZV=OZV-ZTV
For et lag på 0-20 cm anses reserver på mer enn 40 mm som gode, 20-40 - tilfredsstillende, mindre enn 20 - utilfredsstillende. For et lag på 0-100 cm anses reserver på mer enn 160 mm som veldig gode, 130-160 - bra, 90-130 - tilfredsstillende, 60-90 - dårlige, mindre enn 20 - veldig dårlige.
Typer vannregime. Vannbalansen er forskjellig for ulike jordklimatiske soner og enkelte områder av området. Avhengig av forholdet mellom hovedpostene i årsbalansen kan det være flere typer vannregime.
I praksis bestemmes vannregimets natur av forholdet mellom gjennomsnittlig nedbør og fordampning. Fordampning - den største mengden fuktighet som kan fordampe fra en åpen vannoverflaten eller fra overflaten av konstant vannmettet jord under gitte klimatiske forhold (mm). Forholdet mellom årlig nedbør og årlig fordampning kalles fuktighetskoeffisienten (HC). Det varierer fra 0,1 til 3 i forskjellige naturlige soner.
Typen vannregime bestemmer egenskapene til bevegelsen av stoffer i jorda, graden av ødeleggelse av mineraler og rusk steiner i jord, selvbevaring av visse typer mineraler. Derfor vaskes jord med en utvaskingstype av vann i de fleste tilfeller bort fra løselige salter og karbonater. På de russiske og amerikanske slettene kan det observeres et mønster av en nedgang i karbonatdybden med 30 cm med en økning i mengden årlig nedbør med 100 mm. Tvert imot, effusjonsjord er vanligvis gleyed og kan være beriket med løselige salter. I dette tilfellet bestemmes sammensetningen av salter av typen vannregime i høylandet (vannskiller og slake bakker). I den tørre sonen er disse klorider, sulfater og karbonater av kalsium, natrium, magnesium, i den fuktige sonen - kalsiumkarbonater og jernforbindelser.
Vannregimet bestemmer vanninnholdet i jorda i løpet av året og dets individuelle perioder, dets bevegelse i grunnvann-jord-plante-atmosfæresystemet. Vannregimet påvirker planteveksten (vanligvis i landbruksproduksjon brukes 1000 tonn eller mer vann per 1 tonn produkter).
Den kjemiske sammensetningen av jordsmonn og deres surhet er relatert til vannregimet. Dermed er de mest sannsynlige pH-verdiene for de øvre horisontene (A, B) av jord med utvaskingsvannsregime mindre enn 6.
Vannregimet bestemmer skjebnen til forurenset jord. Utvaskingsregimet kan gradvis føre til selvrensing av jorda under forhold til ikke-utlutningsregimet, forurensning blir en konstant faktor.
G.N. Vysotsky identifiserte 4 typer vannslam, A.A. Rohde utviklet undervisningen sin og identifiserte 6 typer.
1. Permafrost type. Oppstår i områder med permafrost. Det frosne jordlaget, som er et vanntett lag, forårsaker tilstedeværelsen av supra-permafrost abbor, så den øvre delen av den tinte jorda er mettet med vann i vekstsesongen. Jorden tiner til en dybde på 1-4m. Det årlige vannets kretsløp dekker kun jordlaget.
2. Spyletype (KU > 1). Karakteristisk for områder hvor mengden årlig nedbør er større enn mengden av fordampning. I den årlige syklusen av vannsirkulasjon dominerer nedadgående strømmer over oppadgående. Jordlaget utsettes årlig for gjennomfukting til grunnvann, noe som fører til intensiv utvasking av jorddannende produkter. Den årlige fuktighetssyklusen dekker hele jordlaget. I tørrere områder forekommer det bare med en lett partikkelstørrelsesfordeling. Under slike forhold dannes jord av podzolisk type, rød jord og gul jord. Sump-undertypen av vannregime utvikler seg når grunnvann opptrer nær overflaten, eller de jorddannende bergartene har lav vanngjennomtrengelighet.
3. Periodisk utvaskingstype (KU = 0,8-1,2; gjennomsnitt 1) er preget av en gjennomsnittlig langsiktig balanse mellom nedbør og fordampning. Den årlige fuktighetssyklusen dekker kun jordlaget (ikke-utvaskingsforhold) i et tørt år og hele laget opp til grunnvann (utvaskingsforhold) i et vått år. Skylling skjer med noen års mellomrom. Dette vannregimet er typisk for grå skogjord, utvaskede og podzoliserte chernozemer.
4. Den ikke-spylende typen vannregime (KU mindre enn 1) er karakteristisk for områder hvor nedbørsfuktigheten er fordelt kun i de øvre horisontene og ikke når grunnvannet. Forbindelsen mellom atmosfærisk og grunnvann skjer gjennom et lag med svært lav luftfuktighet, nær WS (dødt lag). Fuktighetsutveksling skjer gjennom bevegelse av vann i form av damp. Dette vannregimet er typisk for steppejord - chernozems og kastanje, brun halvørken og gråbrun ørkenjord. I denne jordserien minker nedbørsmengden og fordampningen øker. Fuktighetskoeffisienten synker fra 0,6 til 0,1. Den årlige fuktighetssyklusen dekker jordtykkelser fra 4 m i steppene til 1 m i ørkener. Fuktighetsreservene akkumulert i steppejord om våren på grunn av senhøstens nedbør og smeltevann brukes intensivt på transpirasjon og fysisk fordampning, og blir ubetydelig om høsten. I semi-ørken og ørkenområder er jordbruk umulig uten vanning. Fuktighetsforbruket er hovedsakelig for transpirasjon, så nedadgående fuktighetsstrømmer dominerer. All infiltrert fuktighet føres tilbake til atmosfæren.
5. Effusjon (deduktiv-effusjon) type vannregime (KU mindre enn 1) manifesterer seg i steppene, spesielt semi-ørken og ørkensoner med nært grunnvann. Karakteristisk er overvekt av oppadgående strømmer av fuktighet i jorda på grunn av dens tilstrømning gjennom kapillærer fra grunnvann. Den øvre delen av kapillærkanten går inn i jordlaget. Jordsmonn og grunnvann er alloktont, dvs. ha ekstra grunnnæring. Det årlige vannets kretsløp dekker hele jordsjiktet. Ved høy mineralisering av grunnvann kommer lettløselige salter inn i jorda og jorda blir saltholdig. Effusjonstypen for vannregime vises også i noen regioner i Hviterussland, hovedsakelig i Polesie. Selve effusjonstypen observeres når forekomsten av grunnvann er svært nær, innenfor jordprofilen. Den øvre grensen til kapillærkanten strekker seg til dagoverflaten. I dette tilfellet er det ikke transpirasjon som dominerer, men fysisk fordampning.
6. Vanningstypen skapes ved å i tillegg fukte jorda med vanningsvann. Under vanning vises forskjellige typer vannregimer i forskjellige perioder. I løpet av vanningsperioden finner en utvaskingstype sted, etterfulgt av en ikke-spyling og til og med en effusjonstype, det vil si at enten stigende eller synkende fuktighetsstrømmer periodisk dominerer i jorda.
Det er også undertyper basert på kilden til fuktighet:
Atmosfærisk
Bakke-atmosfærisk
Atmosfærisk med ekstra overflate
Jord-atmosfærisk med ekstra overflate
Atmosfærisk med ekstra flom
Bakke-atmosfærisk med ekstra flom
Når torvjord blir drenert, blir regimet fra utvasking med atmosfærisk ernæring og fullstendig metning (sump) erstattet av drenerings-taiga-typen. Gjenvunnet jord er spesielle typer vannregime.
Hver jordtype er preget av visse fuktighetsregimer, dvs. endringer i jordsmonn og hydrologiske forhold. Det er vanlig å skille mellom 5 fuktighetsklasser:
1) Fullstendig metning - akviferen er innenfor jordprofilen det meste av vekstsesongen; luftfuktigheten varierer fra PV til HF øverst og » PV i bunnen av profilen; kapillærkanten er lokalisert ved dagoverflaten.
2) Kapillærmetning - en akvifer noen ganger i jordprofilen; kapillærkant i profilen; fuktighet - fra KV til NV-VRK øverst, fra PV til KV nederst.
3) Periodisk kapillærmetning - akviferen i profilen først etter snøsmelting, det er en kapillærkant i profilen; luftfuktighet fra KV til VRK øverst og fra KV til nV nederst.
4) Gjennom minst metning - om våren blir jorda gjennomvåt til HB; det er ingen akvifer og kapillærkanter; luftfuktigheten varierer fra nV-VZ øverst til NV-VRK(VZ) nederst.
5) Ikke-gjennom minst metning - om våren er jorda gjennomvåt til en viss dybde til LV, under er det alltid et lag med SV; fuktighet innenfor NV-EZ.
I soddy-podzolisk og podzolisk jord er KU vanligvis 1,2-1,4; vaskemodus. I april-juli er KU mindre enn 1. Fuktighetsregimet er vanligvis periodisk kapillærmetning. Under kulturplanter, spesielt flerårige gress, er tykkelsen på sommertørkelaget opptil 1 m, og kornavlinger bruker fuktighet opptil 0,6-0,7 m. I 6-10% av tilfellene er det tørke, og en gang hvert tredje år på sod-podzolisk jord er det utilstrekkelig tilførsel av fuktighet til planter.
Regulering av vannregime er et obligatorisk tiltak i områder med intensivt landbruk. Samtidig utføres et sett med teknikker som tar sikte på å eliminere ugunstige forhold for vannforsyning til planter. Ved å kunstig endre de inngående og utgående elementene i vannbalansen, kan du i betydelig grad påvirke de samlede nyttige vannreservene i jord og dermed bidra til å oppnå høye og bærekraftige avlinger.
Regulering av vannregimet er basert på å ta hensyn til klima- og jordforhold, samt vannbehovet til dyrket avling. For å skape optimale forhold for vekst og utvikling av planter, er det nødvendig å strebe etter å utjevne mengden fuktighet som kommer inn i jorda med forbruket for transpirasjon og fysisk fordampning, det vil si å skape en fuktighetskoeffisient nær 1.
I spesifikke jord- og klimatiske forhold har metoder for å regulere vannregimet sine egne egenskaper. Forbedring av vannregimet til dårlig drenerte områder i sonen med tilstrekkelig og overdreven fuktighet lettes av utjevning av jordoverflaten og utjevning av mikro- og meso-depresjoner, der langvarig stagnasjon av fuktighet kan observeres om våren og sommeren.
På jord med midlertidig overflødig fuktighet, er det tilrådelig å lage rygger om høsten for å fjerne overflødig fuktighet. Høye rygger bidrar til å øke fysisk fordampning, og overflatevann strømmer ut av feltet langs furene. Jordsmonn av sumptype og mineralsumper krever gjenvinning av drenering - installasjon av lukket drenering eller fjerning av overflødig fuktighet ved hjelp av et åpent nettverk.
Regulering av vannregimet til jord i en fuktig sone med store mengder årlig nedbør er ikke begrenset til drenering. I noen tilfeller, selv på soddy-podzolisk jord om sommeren, er det mangel på fuktighet og behov for ekstra vann. Et effektivt middel for å forbedre fukttilførselen til planter i Non-Chernozem-sonen er toveis fuktregulering, når overflødig fuktighet fjernes fra åkrene gjennom dreneringsrør, og om nødvendig tilføres åkrene gjennom de samme rørene eller pr. sprinkling.
Alle metoder for jorddyrking (opprette et dypt dyrkbart lag, forbedre den strukturelle tilstanden, øke total porøsitet, løsne undergrunnshorisonten) øker dens fuktighetskapasitet og bidrar til akkumulering og bevaring av produktive fuktighetsreserver i rotlaget.
I soner med ustabil fuktighet og tørre områder er reguleringen av vannregimet rettet mot å maksimere akkumuleringen av fuktighet i jorda og dens rasjonelle bruk. En av de vanligste metodene er fuktighetsbevaring av snø og smeltevann. Til dette formålet benyttes stubb, klippeplanter, snøbanker... For å redusere avrenning av overflatevann, benyttes fallbrøyting på tvers av skråninger, bunting, periodisk furing, slisse, stripeplassering av avlinger, cellebearbeiding osv.
En eksepsjonell rolle i akkumulering av jordfuktighet tilhører lybelter. Ved å beskytte snø mot å blåse bort om vinteren, bidrar de til å øke fuktighetsreservene i et meter jordlag med 50-80 mm ved begynnelsen av vekstsesongen og opp til 120 mm enkelte år. Under påvirkning av skogstrimler reduseres uproduktiv fordampning av fuktighet fra jordoverflaten, noe som også forbedrer vannforsyningen til åkre. Gjennombrudd og blåst skogstrimler er det mest effektive.
Innføringen av ren damp, spesielt svart damp, er av stor betydning for å forbedre vannregimet til jordsmonn. Den største effekten av ren damp som en agroteknisk metode for akkumulering av fuktighet manifesteres i steppesonen og sørlige skogsteppe.
Mange landbruksmetoder bidrar til akkumulering og bevaring av fuktighet i jorda. Overflateløsing av jorda om våren eller avstengning av fuktighet ved harving gjør at du unngår unødvendige tap på grunn av fysisk fordampning. Jordkomprimering etter såing endrer tettheten til overflatelaget til dyrkbar horisont sammenlignet med resten av massen. Den resulterende forskjellen i jordtetthet forårsaker kapillær innstrømning av fuktighet fra det underliggende laget og fremmer kondensering av vanndamp i jordluften. Kombinert med økt kontakt av frø med jordpartikler, forbedrer alle fenomenene knyttet til rulling frøspiring og gir plantene vannbehov tidlig på våren. Bruk av organisk og mineralgjødsel bidrar til mer økonomisk forbruk av jordfuktighet. I grønnsaksdyrking er mulching-materialer mye brukt for å bevare fuktighet.
I ørken- og halvørkensoner er den viktigste måten å forbedre vannregimet på vanning. Et svært viktig tema her er kampen mot uproduktivt forbruk av jordfuktighet for å forhindre sekundær salinisering.
Konklusjon. Vannegenskaper, sammen med klima, værforhold og type økosystem, bestemmer vannregimet til jordsmonn og følgelig deres økologiske funksjon - vannforsyning til planter. Det er kjent at alle planter i forhold til vann kan deles inn i hygrofytter (som lever i vann), hydrofytter (som krever fuktig jord), mesofytter (lever på jord med tilstrekkelig fuktighet) og xerofytter som vokser på tørr jord. Det er i disse kravene til planter for vann at grunnlaget for den globale soneringen av planter er skjult. Dannelsen av forskjellige klimatiske soner med forskjellige jordvannsregimer fører til vekst av forskjellige planteassosiasjoner på disse jorda. Det er fuktige soner (tundra og skogsone i den tempererte sonen, tropiske regn- og monsunskoger, subalpine og alpine fjellsoner, fjellskogbelte), semiridsoner (steppe og skogsteppe, savanner i tropene, skoger og busker i Middelhavstype: maquis, chaparral, bush), tørre områder (tørre stepper, halvørkener og ørkener).
Det er jordfuktigheten som bestemmer den ulike fordelingen av planter innenfor catena, langs mikrorelieffet, i flomslettene og på plakora (vannskillet). Innenfor ett landskap er fordelingen av planter først og fremst assosiert med vannregimet til jord - en av hovedkarakteristikkene deres.
Kjennetegn på jordvannsregime. Hydrotermisk koeffisient
Vannregimet til jord er et sett med fenomener med vanntilførsel til jord, dets forbruk og endringer i fysisk tilstand. Vann er den viktigste faktoren i plantelivet, siden det er på sitt absolutte minimum, spesielt i de tørre områdene i landet. Planter trenger det i alle faser av vekst og utvikling, og i store mengder. Det årlige fuktighetsinnholdet i jorda viser at det er minst i den aktive vekstsesongen for avlinger, så denne indikatoren må reguleres (fig. 4.1).Ris. 4.1. Årlig jordfuktighetskurve
Blant de viktigste faktorene i plantelivet er jordfuktighet preget av sterk variasjon i tid og rom.
Betingelsene for å fukte et område avhenger ikke bare av nedbør, men også av temperaturforhold, som vanligvis uttrykkes ved hjelp av den hydrotermiske koeffisienten (HTC): 
hvor 2jP er mengden nedbør i den varme perioden eller deler av denne, mm; £j —
summen av positive temperaturer for samme periode, °C. Hydrometeorological Center of Russia bruker følgende skala:
. hvis Statens tollutvalg< 0,4, то это сухая зона;
. 0,4—1,3—tørr;
. > 1,3 – vått.
Det er fem typer vannregimer i regnfôret jord:
1) frosset. Det er typisk for de nordlige områdene av permafrost, der i den varme årstiden bare det øverste laget av jord (tundrajord) tiner og blir vannfylt;
2) spyling. Den finnes i fuktige områder med overvekt av nedbør fremfor fordampning, hvor nedbør går inn i grunnvann (soddy-podzoljord);
3) periodisk utvasking, når mengden av nedbør og fordampning er omtrent lik (grå skogjord, podzoliserte og utlutede chernozems);
4) ikke vaskbar. Det er typisk for områder med en overvekt av fordampning over nedbør, der bare det øverste jordlaget er gjennomvåt, noen ganger bare til en dybde på 30-50 cm (chernozem og kastanjejord);
5) svett. Den finnes i områder med ikke-perkolativt regime og nært grunnvann (saltjord i ørkener og halvørkener).
Former (kategorier) av vann i jord og vannfysiske konstanter.
Fuktighet kommer inn i planter ikke direkte fra atmosfæren, men gjennom jorda. Ulike krefter virker på vann i jorda:
. gravitasjon eller gravitasjon. Under hennes påvirkning, prolapsert
nedbør blir ikke liggende på overflaten, men renner ned og trenger inn
dypt ned i jorden, noe som får den til å bli våt (fig. 4.2); 
Ris. 4.2. Penetrering av fuktighet i jorda under påvirkning av tyngdekraften
sorpsjonskrefter, eller molekylære tiltrekningskrefter. De tiltrekker vannmolekyler til små (mindre enn 1 mm) jordpartikler og holder dem med en kraft på 50 til titusenvis av atmosfærer (fig. 4.3); 
Ris. 4.3. Virkningen av sorpsjonskrefter på vannmolekyler
menisk- eller kapillærkrefter. De virker i trange (mindre enn 1 mm) jordporer - kapillærer og hindrer ytterligere vann i å renne ned (fig. 4.4). 
Ris. 4.4. Menisk, eller kapillærkrefter
Som et resultat henger fuktigheten og det dannes et gjennomvåt lag opptil 1,0–1,5 m tykt, hvorfra plantene tar fuktighet (fig. 4.5); 
Ris. 4.5. Resultatet av virkningen av menisk- eller kapillærkrefter
osmotiske krefter. De er forårsaket av stoffer oppløst i jordfuktighet, som gjødsel, og fører til at den beveger seg fra steder med lavere konsentrasjoner av disse stoffene til steder med høyere konsentrasjoner (fig. 4.6). 
Ris. 4.6. Osmotiske krefter
Avhengig av kreftene som primært virker på den, kan fuktighet i jorda finnes i flere former eller kategorier. De skiller seg fra hverandre i graden av tilgjengelighet til planter, bevegelseshastighet, d.v.s. bevegelighet og fysisk form.
Basert på deres fysiske tilstand, skiller de mellom flytende fuktighet, som absorberes av plantenes røtter, og ufordøyelige former - fast (is) og damp, som kan brukes av planter bare etter smelting eller kondensering av vanndamp, når de bli til en flytende form.
Former (kategorier) for jordfuktighet er klassifisert som følger (ifølge Rode):
etter fysisk tilstand:
1) fordøyelig:
- væske (gratis);
2) ufordøyelig:
- hard (is);
- damp;
etter grad av mobilitet:
1) ubevegelig:
- kjemisk bundet;
- fysisk tilkoblet;
- tett bundet (hygroskopisk);
2) stillesittende:
3) lett å flytte:
- kapillær;
— gravitasjonsmessig;
i henhold til graden av tilgjengelighet for planter: 1) lett tilgjengelig (produktiv):
- kapillær;
— gravitasjonsmessig;
2) vanskelig tilgjengelig (uproduktiv):
— kapillær-frakoblet;
— løst bundet (film);
3) utilgjengelig (uproduktiv):
- tett bundet (hygroskopisk).
Vanndamp finnes i jordluft i jordporer som ikke er okkupert av vann. Den beveger seg aktivt fra steder med høyere konsentrasjon til steder med lavere konsentrasjon som følge av diffusjon, og også passivt med den generelle luftstrømmen, dvs. ved konveksjon. Om vinteren beveger den seg fra de nedre varme lagene av jorda til de øvre, hvor den kondenserer ved grensen til jordfrysing (den såkalte "vinterdestillasjonen"). Som et resultat akkumuleres det i tillegg omtrent 10 mm fuktighet i det øverste meterlaget med jord.
I varmt vær er det tvert imot et tap av dampaktig fuktighet når den stiger og fordamper til atmosfæren. Men den omvendte prosessen kan også oppstå når dampaktig fuktighet fra atmosfæren kommer inn i jorda og om natten, når jorda avkjøles, kondenserer den i form av "undergrunnsdugg." Dette er mest
merkbar i kystområder hvor luften er mettet med vanndamp, samt på lett jord i områder med kontinentalt klima, hvor jorda varmes kraftig opp om dagen og avkjøles raskt om natten.
Etter graden av mobilitet, d.v.s. bevegelseshastighet i jorda skilles mellom tre kategorier av fuktighet: stasjonær, saktegående, saktegående og lett mobil.
Immobil fuktighet er representert ved kjemisk bundet, som er en del av jordmineraler, og fysisk bundet, eller hygroskopisk. Hygroskopisk, eller tett bundet, fuktighet består av vannmolekyler som tiltrekkes av små (< 1 мм) частицам почвы сорбционными силами, она передвигается только в виде пара.
Hardt bevegelig (lavt bevegelig) fuktighet beveger seg veldig sakte (flere centimeter per år), den er representert av løst bundet, eller film, fuktighet (fig. 4.7). 
Ris. 4.7. Sterkt og løst bundne former for jordfuktighet
Den er plassert på toppen av et lag med hygroskopisk fuktighet og beveger seg fra tykkere filmer til mindre tykke.
Lett mobil fuktighet består av gravitasjons- og kapillærfuktighet. Den beveger seg relativt raskt og over lange avstander – opptil flere meter.
Mobiliteten til jordfuktighet bestemmer dens tilgjengelighet for planter. Jo lenger og raskere den beveger seg i jorden fra mer fuktige til mindre fuktige steder, spesielt til tørkesonen rundt røttene, jo mer tilgjengelig er den for planter.
Basert på graden av tilgjengelighet er det tre kategorier av fuktighet: lett tilgjengelig, vanskelig tilgjengelig og utilgjengelig.
Lett tilgjengelig fuktighet inkluderer gravitasjons- og kapillærfuktighet, som holdes tilbake av jorda med en liten kraft - opptil 5-10 atm, derfor kan planterøtter, som har en sugekraft fra 5-10 til 50-100 atm, enkelt trekke den ut fra jorden. Men gravitasjonsfuktighet forsvinner raskt (etter noen dager) og blir til andre former, og er derfor en flyktig kilde til vannforsyning. Dette betyr at hovedformen for fuktighet som er involvert i å forsyne planter er kapillærfuktighet, som er tilstede i jorda i lang tid. Så du må vite og ta hensyn til mønstrene for fuktighetsbevegelser for å lede den til rett sted og beskytte den mot uproduktive tap. Kapillærfuktighet beveger seg i jorda under påvirkning av gradienter, dvs. endringer i jordfuktighet, tetthet og temperatur, samt fra mer fuktige steder til mindre fuktige (fig. 4.8).
Så når planterøtter forbruker fuktighet, opprettes en tørkesone rundt dem, hvor nye deler av vann kommer inn gjennom kapillærene. Det er en givende prosess. Men det kan også være negativt. Så når jorda er mettet med fuktighet, for eksempel etter snøsmelting, vanning eller regn, tørker overflaten ut, nye deler av vann kommer inn der, og fordamper i sin tur inn i atmosfæren. Denne «pumpen» pumper 50–100 tonn vann per dag (fig. 4.9). 
For å redusere tap løsnes det øverste laget grunt, og gjør smale kapillære porer til brede ikke-kapillære porer. Og på grunn av fysiske lover kan ikke fuktighet bevege seg fra smale til brede porer, som et resultat av dette opprettes en "hydraulisk lås", og fordampningen reduseres med omtrent halvparten. Tvert imot, hvis det er nødvendig å trekke fuktighet til toppen, for eksempel for å så frø, rulles jorden ned i stedet for å løsnes. Forskjeller i tetthet
øke bevegelsen av kapillærfuktighet fra løse jordlag til tette, d.v.s. fra brede til smale porer.
Temperaturgradienten fører til at kapillærfuktighet beveger seg fra varme til kalde steder og omvendt. Spesielt er det assosiert med uttørking av jorda av vårens nattefrost, når jorda som er tint om dagen fryser om natten, og fuktigheten stiger gjennom kapillærene og fordamper der.
Vanskelig tilgjengelig fuktighet representeres av kapillær-frakoblet og løst bundet fuktighet. Den første er plassert i kapillærer med luftlommer som hindrer dens bevegelse (fig. 4.10). 
Ris. 4.10. Kapillærseparert fuktighet
Løst bundet fuktighet ligger i form av en film oppå tett bundet fuktighet og holdes fast av jorda med en slik kraft at planterøttene har problemer med å absorbere den.
Utilgjengelig fuktighet er tett bundet (hygroskopisk) fuktighet som sitter direkte på toppen av jordpartikler og holdes så tett av molekylære krefter at planterøtter ikke klarer å absorbere den. Totalt sett danner vanskelig tilgjengelig og utilgjengelig fuktighet uproduktiv fuktighet, som ikke absorberes av planter og ikke skaper en avling.
Avhengig av formene der fuktighet er tilstede i jorda, er den i en annen fysisk tilstand, som er preget av vannfysiske eller agrohydrologiske konstanter. Dette er jordfuktighetsnivåer som skiller seg kraftig fra hverandre i sammenheng, mobilitet og tilgjengelighet av jordfuktighet. Listen over disse konstantene er den samme for alle jordarter, men deres spesifikke verdier er forskjellige for hver jord. I fig. Figur 4.11 viser som eksempel de vannfysiske konstantene til et meterlag med tung leirjord.
Den maksimale mengden fuktighet i jorden er inneholdt ved full fuktighetskapasitet (MC) - tilstanden til jordfuktighet når alle porene: både brede ikke-kapillære og smale kapillære porer er fylt med vann. Etter drenering av gravitasjonsfuktighet (etter 1-3 dager), kommer jorden til en tilstand med lavest fuktighetskapasitet (MC). I PV-LV-intervallet påvirkes jordfuktigheten hovedsakelig av gravitasjonskrefter. 
Ris. 4.11. Vannfysiske konstanter av et meter lag med tung leirjord
Den laveste fuktighetskapasiteten er den viktigste vannfysiske konstanten, og viser hvor mye vann en gitt jord kan holde i lang tid og gi det til planter. Fra denne verdien begynner tellingen av reserver av produktiv fuktighet, som er involvert i etableringen av avlingen. Den dominerende formen for fuktighet i jorda er kapillær, som ligger i trange (mindre enn 1 mm i diameter) porer.
Når jorda tørker, kommer luft inn i den og luftlommer vises i kapillærene. De bryter kontinuiteten til kapillærene, bremser bevegelsen av fuktighet gjennom kapillærene og kompliserer derved tilførselen av vann til jorda. En fuktighetstilstand med redusert plantevekst (RPH), eller fuktighet av kapillærbrudd (CBR) oppstår. Fra dette øyeblikket skjer bevegelsen av vann i jorda hovedsakelig ikke i flytende form gjennom kapillærer, men i form av damp, ved konveksjon-diffusjon. I irrigert landbruk tilsvarer denne tilstanden tidspunktet for irrigasjon.
Med ytterligere tørking, når alle reservene av lett tilgjengelig fuktighet er brukt opp, oppstår en fuktighetstilstand med vedvarende plantevisnning (SWS) - grensen for jordfuktighet, når avlingsdannelsen stopper, er det bare uproduktiv fuktighet som gjenstår i jorden.
Når jorda tørker til en tilstand med maksimal hygroskopisitet (MH), holder den på fuktighet som er utilgjengelig for planter.
M G bestemmes for hver jord i laboratoriet, og fra den beregnes fuktighetsinnholdet til stabil visning ved å bruke formelen: 
Den høyeste MG er observert på jord med en tung granulometrisk sammensetning og svært humusrike chernozems, den laveste på sandjord.
Uhindret tilførsel av vann til planter og dannelsen av deres avlinger skjer således i jordfuktighetsområdet mellom LV og VU. Jo bredere dette intervallet er, jo bedre vanntilførsel til plantene. For å regulere det brukes tre grupper av metoder:
1) å gi innledende jordfuktighet før såing til NV (alle tiltak for å akkumulere fuktighet i jorda);
2) øke NV (øke humusinnholdet i jorda, forbedre strukturen, strukturen og sammensetningen, introdusere gjødsel);
3) å redusere landbrukssektoren (utvalg av tørkebestandige varianter av landbruksvekster, for eksempel å erstatte erter med kikerter, mais med sorghum).
Jordfuktighetsbalanse. Vannbalanse er et sett med gjenstander av fuktighetsinnstrømning og utstrømning i rotlaget av jord (for kornavlinger er det 1,0-1,5 m, flerårige gress og solsikker - 2,0 m eller mer). Den kan settes sammen for et år, en vekstsesong eller andre perioder.
For forhold med regn kan det representeres som følger:
hvor Wt er fuktighetsreserven ved slutten av perioden, for eksempel etter høsting (m3/ha eller mm/ha); IV0 er fuktreserven i begynnelsen av perioden, for eksempel før såing; O er mengden nedbør i perioden som studeres, for eksempel vekstsesongen;<7Ф — количество воды, поступившей из грунтовых вод (при их близком расположении к поверхности, когда капиллярная кайма доходит до корнеобитаемого слоя (рис. 4.12); qK — величина конденсации парообразной влаги (для легких почв и в приморских районах); 2*п (сумма п) — потери влаги на физическое испарение почвой; Т — транспирация, т.е. расход влаги растениями; qtt — потери на инфильтрацию влаги вниз за пределы корнеобитаемого слоя (в условиях промывного режима увлажнения); qn — поверхностный сток и снос снега; qc — расход влаги сорняками.
Hovedkilden til fuktighet under ikke-irrigerte forhold er nedbør. Uten evnen til å regulere dem, er det nødvendig å oppnå deres mer fullstendige assimilering.
Grunnvann ligger vanligvis dypt og kan ikke absorberes av planter. Tilstrømningen av kondensfuktighet er også relativt liten.
I fuktighetsforbruksvarer bør hovedoppmerksomheten rettes mot dets uproduktive tap fra jorda, og redusere dem til et minimum. 
Ris. 4.12. Fukttilførsel fra grunnvann
Således, nær byen Saratov, faller det 390 mm nedbør årlig. Av dette brukes bare 150 mm, eller 38 %, produktivt (for transpirasjon). Den gjenværende fuktigheten (62%) tapes helt ubrukelig (fig. 4.13). 
Ris. 4.13. Fuktighetsforbruk på chernozem-jord på Saratovs høyre bredd
De viktigste måtene å regulere vannregimet til jordsmonn. Utilstrekkelig og ujevn nedbør, enorme uproduktive tap av fuktighet fra jorda, som utgjør mer enn 60% av den årlige nedbøren, nødvendiggjør regulering av vannregimet til jord under tørre forhold. Teknikker for reguleringen kan deles inn i fire grupper:
1) gjenvinningstiltak;
2) tiltak for å påvirke klimaet;
3) tiltak for å påvirke jordsmonn;
4) tiltak for å påvirke selve plantene.
Den første gruppen inkluderer vanning i tørre områder og drenering i fuktige områder.
Aktivitetene til den andre gruppen er planting av skogbelter, bygging av dammer og reservoarer. De reduserer underskuddet av luftfuktighet, og skogbelter reduserer også vindhastigheten. På grunn av dette reduseres fordampningen av vann av jord og planter. I tillegg stopper de veksten av raviner og dermed ytterligere senking av grunnvannsnivået og tørring av territoriet. Den tredje aktivitetsgruppen inkluderer:
1) metoder for å øke jordens fruktbarhet (påføring av gjødsel, øke humusinnholdet, etc.), som et resultat av at transpirasjonskoeffisienten til planter reduseres, siden de på fruktbar jord bruker fuktighet mer økonomisk i samsvar med loven om den kombinerte handlingen av vekstfaktorer;
2) teknikker som sikrer mer fullstendig absorpsjon av nedbør av jord og planter:
* øke vannpermeabiliteten til jord på grunn av deres dype og tidlige dyrking, forbedre strukturen, strukturen og sammensetningen av jordsmonnet. Samtidig absorberes nedbør bedre i jorden, og planter utvikler et kraftigere og dypere rotsystem og bruker fuktighet mer fullt ut;
. oppbevaring av snø og smeltevann (planting av skogbelter, såing av baldakiner, konservering av stående stubb under jordbearbeiding uten moldboard, snøbrøyting, jordbearbeiding på tvers av en skråning, skjæring av jord på senhøsten);
3) redusere fuktighetstap fra jord:
. reduksjon av fysisk fuktighetstap på grunn av fordampning;
- gir det behandlede jordlaget en optimal struktur og sammensetning (under tørre forhold er dette tetthet - i området 1,1 - 1,3 g/cm3, total porøsitet - 55-60%, forholdet mellom kapillær og ikke-kapillær porøsitet i det er 2: 1-3: 1, lufting - ca. 15-20% under forhold med tilstrekkelig fuktighet, henholdsvis 1,15-1,35 g/cm3;
— jordutjevning i den varme perioden;
— rettidig avskalling etter innhøsting, harving av dekke tidlig på våren;
— rullende løs jord i den tørre årstiden (etter såing, etter dampdyrking);
— mulching av jord med planterester (stubb under dyrking uten moldboard, oppkuttet halm);
. ugress kontroll;
. rettidig og høykvalitets gjennomføring av feltarbeid (jordarbeid og såing før såing, brakkstell, etc.);
4) innføring av rene brakker i vekstskifte, som akkumulerer nedbør og bevarer den for såing av avlinger.
Den fjerde gruppen av tiltak inkluderer først og fremst utvalget av tørkebestandige avlinger og varianter som har en lav transpirasjonskoeffisient, et dypt og kraftig rotsystem med høy sugeevne av røttene, samt et høyere utbytte av salgbare produkter i forhold til biprodukter.
I tabellen Figur 4.1 viser en skala for vurdering av vårjordfuktighetsreserver, inkludert deres optimale indikatorer.
Tabell 4.1 Vurdering av vårjordfuktighetsreserver (i henhold til Hydrometeorologisk senter-metodikk) 
JORDVANNREGIM, et sett med fenomener og prosesser som bestemmer bevegelse, forbruk og bruk av jordfuktighet etter regioner; en av faktorene for jords fruktbarhet. Avhenger av sammensetningen og egenskapene til selve jorda (hygroskopisitet, vannpermeabilitet, fuktighetskapasitet [fuktighetskapasitet], etc.), klimatisk. og værforhold, topografi, metoder [teknikker] for jorddyrking, kjennetegn ved dyrket jordbruk. avlinger Jordens vannbalanse består av tilførsel av fuktighet til den (atmosfærisk nedbør, kondensert atmosfærisk fuktighet, overflate- og grunnavrenning fra nærliggende områder, vanningsvann) og strømning (overflate- og grunnavrenning, fordampning fra områder og fra jordoverflaten) for en viss periode.
Konstant bekymring for akkumulering, bevaring og full utnyttelse av fuktighet er den sentrale oppgaven for landbruket i tørre områder. Enkle beregninger viser hvor store mulighetene er for å bedre fukttilførselen til planter. Selv i de tørreste områdene på den tørre steppen, på grensen til halvørkenen, faller det 250 mm nedbør i løpet av året, eller mer enn 2500 tonn vann per hektar. Erfarne data fra vitenskapelige institusjoner i Volga-regionen viser at i feltforhold gjør et tonn vann det mulig å oppnå gjennomsnittlig ett kilo korn. Å administrere vannregimet til planter i feltet har vært et konstant mål for mange forskere - agronomer, fysiologer og jordforskere. Den viktigste betingelsen for å forbedre vannregimet til sørlige chernozems er akkumulering av fuktighet med alle tilgjengelige midler, innføring av korrekte og rasjonelle avlingsrotasjoner med vitenskapelig basert veksling av avlinger, bruk av gjødsel, forbedring av jorddyrkingsmetoder, etc. Vannregimet i jorda under vekstskiftevekster utvikler seg avhengig av årets fuktighetsforhold og dets forgjengere (L. Khokhlov, 1986; E.G. Chagina et al., 1988). I den tørre steppesone er de mest gunstige årene for dyrking av landbruksvekster når nedbøren faller betydelig over langtidsgjennomsnittet. i gjennomsnitt for gunstige år falt bare 366,9 mm nedbør, hvorav i vekstsesongen - 115,9 mm og i løpet av høst-vinterperioden - 251 mm, med gjennomsnittlige langsiktige normer på henholdsvis 307,0; 95,7 og 211,3 mm. Og i tørre år falt den gjennomsnittlige mengden nedbør til 250 mm, i løpet av vekstsesongen falt den nesten halvparten så mye, det vil si for det optimale vannregimet under landbruksavlinger, betyr ikke bare den totale nedbørmengden, men også tidspunktet for dets forekomst.
Optimalisering av vann-luft-regimet i jorda bidrar til fremveksten av vennlige skudd, bedre vekst og utvikling av avlinger, og øker deres konkurranseevne mot ugress.
I landbruket reguleres i hovedsak fire jordregimer (vann, luft, varme og næring) for bedre å gi avlingsplanter og gunstig jordmikroflora livsfaktorer. Regulering av jordregimer blir spesielt viktig når plantenes behov for livsfaktorer ikke dekkes av naturlige forhold.
Vannmodus. Jordvannbalansen er en kvantitativ egenskap ved vannregimet. Den består av gjenstander av vanninnstrømning og utstrømning for samme tidsperiode, er dynamisk og viser kun gjennomsnittstilstanden over en viss tidsperiode, ofte over et år. Vannbalanse (i mm) presenteres som en ligning:
Bt = B0+(A+P+K+O)-(T+I+G+S),
hvor Bt er fuktighetsreserven ved slutten av perioden;
B0 - fuktighetsreserve i begynnelsen av perioden;
inntektsposter: A - nedbør; P - grunnvann; K - kondensering av luftdamp; O - vanning;
utgiftsposter: T - plantetranspirasjon; I - fordampning fra jordoverflaten; G - infiltrasjon i dype lag av jorden; C - avrenning av overflatevann og snøblåsing.
Analyse av vannbalansen gjør det mulig å bestemme de viktigste elementene i jordfuktighetstilstrømning og -forbruk, og ved regulering av vannregimet påvirke dem først og fremst. Ved regulering av vannregimet er det også nødvendig å kjenne vanntilgjengeligheten til individuelle territorier.
I følge A. N. Kostikov blir vannforsyningen til spesifikke territorier vurdert av en beregnet koeffisient oppnådd ved å dele verdien av naturlig vannforsyning med forbruket._I henhold til verdien av denne koeffisienten er hele landets territorium delt inn i tre regioner ( regioner): 1) overflødig fuktighet, hvor koeffisienten alltid er konsekvent større enn 1 ; 2) utilstrekkelig fuktighet (tørr), hvor koeffisienten alltid er konsekvent mindre enn 1; 3) ustabil fuktighet, hvor tilførselen av fuktighet til jorda enten nærmer seg strømningshastigheten, blir deretter mer eller mindre enn den, koeffisienten varierer fra 0,5 til 1,3.
Under forhold med overdreven fuktighet er det svært viktig å fjerne overflødig fuktighet, øke lufting og isolere jorda. Dette oppnås ved en rekke agrotekniske, gjenvinnings- og andre teknikker, hvorav mange bidrar til intensivering av prosessene med fordampning og avrenning av overflødig jordfuktighet. Gjenvinningsarbeid for å drenere for våt mark er forbundet med ingeniørtiltak, hvorav drenering er mye brukt, gjerne lukket keramikk. Gjenvinning krever ytterligere kapitalinvesteringer, bidrar til å øke effektiv jordfruktbarhet og fungerer som en av retningene for å intensivere landbruksproduksjonen. Overdreven jordfuktighet kan også fjernes ved en rekke agrotekniske metoder: spesielle metoder for mekanisk jordbearbeiding, møne- og bedsåing og andre metoder.
I områder med utilstrekkelig fuktighet vil de viktigste oppgavene være følgende: akkumulering, bevaring og produktiv bruk av jordfuktighet, regulering av naturlig vannføring, og bekjempelse av forsalting av jord. Disse oppgavene utføres godt når de ikke utfører individuelle teknikker, men et kompleks bestående av agrotekniske, gjenvinnings-, skoggjenvinningsteknikker og andre teknikker. I han veldig viktig knyttet til agrotekniske tiltak. Deres rolle blir enda viktigere når det gjelder vanning. Landbruksteknikker er varierte. Om vinteren akkumuleres snø, som det lages snøbanker eller striper for, og scener brukes. Under snødekke fryser ikke jorda dypt og tiner raskere om våren. Derfor absorberes vannet som dannes fra snøsmelting mer fullstendig i jorda. Snøen som samles på åkrene må forhindres fra rask smelting. Derfor, når våren nærmer seg, komprimeres den i strimler på tvers av skråningen. Absorpsjon og akkumulering av store mengder vann er mulig dersom jorda har gode vannfysiske og andre egenskaper, høy vanngjennomtrengelighet og høy feltfuktighetskapasitet.
Disse egenskapene kan forbedres ved landbruksteknikker, for eksempel teknikker som fremmer akkumulering av organisk materiale, forbedrer strukturen til det dyrkbare laget og jordstrukturen.
Produktiv bruk av fuktighet oppnås ved å skape gunstige forhold for kultiverte planter, og gi dem andre livsfaktorer. Av stor betydning er optimal timing og høy kvalitet på grunn- og førsåing, såing (metode, norm), samt omsorg for kulturplanter. De streber etter å sikre at kulturplanter raskt skygger jordoverflaten med sin overjordiske masse, hvoretter fordampningen av vann fra overflaten reduseres kraftig. Før dette holdes jordoverflaten i løs tilstand. Pløying, såing og påfølgende behandlinger utføres på tvers av skråningen eller horisontalt, og reduserer dermed avrenning av overflatevann i den varme årstiden. For å bevare akkumulert fuktighet brukes mulching og aktiv bekjempelse av ugress, skadedyr og sykdommer hos kulturplanter utføres.
I områder med utilstrekkelig fuktighet er kunstig vanning, som utvikler seg med suksess i vår region, av stor betydning. Vanning, kombinert med høy landbruksteknologi og bruk av intensive sorter, gjør det mulig å oppnå høye og stabile avlinger av alle avlinger på dyrkbar mark og mye billig fôr på dyrket beite.
I områder med ustabil fuktighet bør metoder for å regulere vannregimet være de mest fleksible, siden det i tørre år eller i visse perioder av vekstsesongen av planter er nødvendig å løse problemene med akkumulering, bevaring og produktiv bruk av vann, i våte år - men fjerning av dets overskudd. Her er bilateral regulering av vannregimet ved hensiktsmessige agrotekniske og gjenvinningsmetoder av stor betydning. Sistnevnte i denne sonen bør være drenering og vanning.
Vann i jorda er en av de viktigste faktorene for planters fruktbarhet og produktivitet. Det spiller en betydelig og allsidig rolle i jordprosesser og i etableringen av agronomisk viktige jordegenskaper. Denne rollen bestemmes av vannets spesielle posisjon i naturen.
Vann er et spesielt fysisk og kjemisk svært aktivt system som sikrer bevegelse av stoffer i rommet. Hastigheten av forvitring og jorddannelse, humusdannelse, biologiske, kjemiske og fysiokjemiske prosesser er relatert til vanninnholdet i jorda. Næringsstoffer løses opp i vann og kommer inn i plantene fra jordløsningen. Siden fordampning av vann forbruker en enorm mengde varme, er vann også en termostat for jord og planter, og beskytter dem mot overoppheting av solstråling.
Vann kommer inn i jorda i form av nedbør, grunnvann, kondensering av vanndamp fra atmosfæren og vanning. Hovedkilden til vann i jorda under regnfôret jordbruk er nedbør.
Planter inneholder 80-90% vann. I løpet av livet bruker de en enorm mengde av det. For å lage 1 g tørrstoff kreves det 200 til 1000 g vann. Ved mangel på vann i jorda dannes ustabile og lave avlinger.
Vanntilførselen til planter avhenger ikke bare av mengden vann som kommer inn i jorda, men også av dens vannegenskaper. Med lik absolutt fuktighet kan jord inneholde forskjellige mengder tilgjengelig vann, som bestemmes av den granulometriske sammensetningen av jorda, strukturell tilstand, humusinnhold og andre indikatorer som bestemmer deres vannegenskaper.
Å forstå oppførselsmønstrene til jordfuktighet, prosesser for vannforbruk av planter, vannegenskaper og vannregime er av stor betydning for å administrere og optimalisere vannregimet for å oppnå høye og bærekraftige avlinger.
A. A. Izmailsky, G. N. Vysotsky og P. S. Kossovich ga et stort bidrag til studiet av mønstrene for forhold mellom vann, jord og planter. Grunnleggende for studiet av vannegenskapene til jordsmonn og vannregimer er beskrevet i verkene til A. F. Lebedev, S. I. Dolgov, A. N. Rode, N. A. Kachinsky og andre forskere.
KATEGORIER (FORMER) AV JORDVANN, DERES KARAKTERISTIKKER OG TILGJENGELIGHET FOR PLANTER
Vann i jord er heterogent. Dens forskjellige mengde har forskjellige fysiske egenskaper (termodynamisk potensial, varmekapasitet, tetthet, viskositet, kjemisk sammensetning, osmotisk trykk, etc.), forårsaket av samspillet mellom vannmolekyler med hverandre og med andre faser av jorda (fast, flytende, gassformig). Mengder jordvann som har de samme egenskapene kalles kategorier eller former for jordvann.
I henhold til klassifiseringen utviklet av A. A. Rode (1965), er det fem kategorier (former) av jordvann i jord: fast, kjemisk bundet, damp, sorbert og fri.
Fast vann er is. Denne kategorien vann er en potensiell kilde til væske- og dampvann. Utseendet til vann i form av is kan være sesongbetont (sesongbetinget jordfrysing) eller flerårig (permafrost). Is blir til væske og damp når vanntemperaturen er over 0°C.
Kjemisk bundet vann er en del av kjemiske forbindelser (mineraler) i form av en hydroksylgruppe - det såkalte konstitusjonelle vannet eller som hele molekyler - krystallisasjonsvann (CaSO 2H 2 O, Na 2 SO 4 10H 2 O).
Konstitusjonelt vann fjernes fra jorda ved kalsinering ved en temperatur på 400-800 °C, krystallisasjonsvann ved å varme opp jorda til 100-200 °C. Kjemisk bundet vann er en viktig indikator på jordsammensetning; den er en del av den faste fasen av jorda og er ikke en uavhengig fysisk kropp, beveger seg ikke, har ikke løsemiddelegenskaper og er utilgjengelig for planter.
Dampholdig vann finnes i jordluften, i porer fri for vann, i form av vanndamp. Dampaktig fuktighet kan bevege seg sammen med strømmen av jordluft, så vel som diffust fra steder med større elastisitet av vanndamp til steder med lavere elastisitet.
Til tross for at den totale mengden dampholdig vann ikke overstiger 0,001% av jordmassen, spiller det en stor rolle i omfordelingen av jordfuktighet og beskytter planterothår fra å tørke ut.
Når dampen kondenserer, blir den til flytende vann. I jorda beveger dampholdig fuktighet seg fra varme lag til kaldere. I denne forbindelse oppstår stigende og synkende sesongmessige og daglige strømmer av vanndamp. På grunn av den oppadgående bevegelsen av vanndamp om vinteren, akkumuleres opptil 10-14 mm fuktighet i et meter lag med jord i tørre områder.
Fysisk bundet, eller sorbert, vann dannes ved sorpsjon av damp og flytende vann på overflaten av faste jordpartikler. Fysisk bundet vann, avhengig av styrken til bindingen med den faste fasen av jorda, deles inn i tett bundet og løst bundet (film).
Sterkt bundet (hygroskopisk) vann dannes som et resultat av adsorpsjon av vannmolekyler fra en damptilstand på overflaten av faste jordpartikler. Jordens egenskap til å sorbere dampholdig vann kalles jordhygroskopisitet, og sorbert vann kalles hygroskopisk. Sterkt bundet hygroskopisk vann holdes på overflaten av jordpartikler ved svært høyt trykk, og danner tynne filmer rundt jordpartiklene.
Når det gjelder fysiske egenskaper, er hygroskopisk vann nær faststoffer. Den har høy tetthet (1,5-1,8 g/cm3), lav elektrisk ledningsevne, løser ikke opp stoffer, har høy viskositet, fryser ved temperaturer fra -4 til -78 ° C og er utilgjengelig for planter.
Den maksimale mengden vann som kan absorberes av jorda fra en damptilstand ved en relativ luftfuktighet nær 100 % kalles maksimalt hygroskopisk (MH) vann. Når jordfuktigheten er lik MG, når tykkelsen på filmen av vannmolekyler 3-4 lag.
Verdiene for hygroskopisitet og MG avhenger av den granulometriske og mineralogiske sammensetningen og humusinnholdet. Jo mer leire, spesielt kolloidal, fraksjon og humus i jorda, jo høyere hygroskopisitet og MG.
I mineralsk lav-humus sand- og sandholdig leirjord varierer den maksimale hygroskopisiteten fra 0,5 til 1%. I sterkt humifisert leirholdig og leirholdig jord kan den maksimale hygroskopisiteten være 15-16%, og i torv - opptil 30-50%.
På grunn av absorpsjon av dampholdig vann blir imidlertid ikke sorpsjonskreftene på overflaten av jordpartikler brukt opp, selv om jordfuktigheten når maksimal hygroskopisitet. Når jordpartikler kommer i kontakt med vann, oppstår ytterligere absorpsjon og løst bundet, eller film, vann dannes. Den holdes mindre fast av jordpartikler og beveger seg veldig sakte fra jordpartikler med større film til partikler med mindre film. Tykkelsen på filmen når flere titalls vannmolekyler og kan overstige verdien av maksimal hygroskopisitet med 2-4 ganger. Filmfuktighet har en tetthet litt høyere enn tettheten til fritt vann, har redusert oppløsningsevne, fryser ved en temperatur på -1,5...-4 °C, og er delvis tilgjengelig for planter.
Fritt vann er vann som finnes i jorda i overkant av løs binding. Det er ikke forbundet av tiltrekningskrefter med jordpartikler. Det er to former for fritt vann i jorda: kapillær og gravitasjon.
Kapillærvann befinner seg i de tynne kapillærporene i jorda og beveger seg gjennom dem under påvirkning av kapillærkrefter som oppstår i grensesnittet mellom de faste, flytende og gassformige fasene. Dette vannet er mest tilgjengelig for planter.
Avhengig av arten av fukting, skilles kapillærsuspendert og kapillærstøttet vann. Når jorda fuktes ovenfra av nedbør eller vanningsvann, dannes det kapillærsuspendert vann. Når jorda fuktes nedenfra på grunn av grunnvann, dannes det kapillærstøttet vann i jorda. Sonen med kapillærmetning over grunnvann kalles kapillærkanten (CB).
Tyngdekraftsvann befinner seg i store ikke-kapillære porer og siver fritt nedover profilen under påvirkning av tyngdekraften. Det skilles mellom gravitasjonsvann og akviferfuktighet. Sistnevnte over det ugjennomtrengelige laget danner jord og grunnvann, samt en midlertidig horisont av øvre vann.
VANN EGENSKAPER TIL JORD
De viktigste vannegenskapene til jord er vannholdende kapasitet, vanngjennomtrengelighet og vannløftende kapasitet.
Vannholdende kapasitet er jordens egenskap til å holde på vann på grunn av virkningen av sorpsjon og kapillærkrefter. Den største mengden vann som jorda kan holde av en eller annen kraft kalles fuktighetskapasitet.
Avhengig av hvilken form fuktigheten som holdes av jorda er, er det total, minimum, kapillær og maksimal molekylær fuktighetskapasitet.
Total (maksimal) fuktighetskapasitet (MC), eller vannkapasitet, er mengden fuktighet som holdes tilbake av jorda i en tilstand av fullstendig metning, når alle porer (kapillær og ikke-kapillær) er fylt med vann.
For jord med normal fuktighet kan fuktighetstilstanden tilsvarende full fuktkapasitet oppstå etter snøsmelting, kraftig regn eller ved vanning med store mengder vann. For overdreven våt (hydromorf) jord kan tilstanden med full fuktighetskapasitet være langvarig eller permanent.
Med en langsiktig tilstand av jordmetning med vann til full fuktighetskapasitet, utvikles anaerobe prosesser i dem, noe som reduserer fruktbarheten og planteproduktiviteten. Den optimale jordfuktigheten for planter anses å være innenfor 50-60 % av PV.
Men som følge av svelling av jorden når den er fuktet og tilstedeværelsen av innestengt luft, samsvarer ikke alltid den totale fuktighetskapasiteten nøyaktig med jordens totale porøsitet.
Den laveste fuktighetskapasiteten (LC) er den maksimale mengden kapillærsuspendert fuktighet som jorda kan holde på i lang tid etter rikelig fukting og fri drenering av vann, forutsatt at fordampning og kapillærfukting på grunn av grunnvann er utelukket.
Når NV i jorda fylles 55-75 % av porene med vann, noe som skaper optimale forhold for fuktighet og lufttilførsel til plantene. Verdien av HB avhenger av partikkelstørrelsesfordeling, humusinnhold og jordsammensetning. Jo tyngre jorda er i granulometrisk sammensetning, jo mer humus den inneholder, jo høyere er dens minste fuktighetskapasitet. Svært løs og svært tett jord har lavere fuktighetskapasitet (MC) enn jord med middels tetthet. For leirholdig og leirholdig jord varierer NV-verdien fra 20 til 45 % av absolutt jordfuktighet. De høyeste NV-verdiene er karakteristiske for humusrik jord med tung granulometrisk sammensetning med en veldefinert makro- og mikrostruktur.
Når vann fordamper og forbrukes, mister plantene sin kontinuerlige fylling av kapillærer med vann, og vannets mobilitet og tilgjengeligheten for planter reduseres. Fuktigheten som tilsvarer kapillær ruptur kalles kapillær ruptur fuktighet (CBR). Dette er den hydrologiske konstanten til jorda, som karakteriserer den nedre grensen for optimal fuktighet. For leirholdig og leirholdig jord er WRC 65-70 % av NV.
Den maksimale mengden kapillær-støttet fuktighet som kan inneholdes i jord over grunnvannstanden kalles kapillærvannkapasitet (KB).
Maksimal molekylær fuktighetskapasitet (MMC) tilsvarer det høyeste innholdet av løst bundet vann som holdes tilbake av sorpsjonskrefter eller molekylære tiltrekningskrefter.
Ved en fuktighet nær MW begynner planter vanligvis å visne jevnt, så denne fuktigheten kalles visnende fuktighet (WM) eller den "døde" fuktighetsreserven i jorda, utilgjengelig for planter. For ulike planter, så vel som ulike vekstperioder (frøplanter eller modne planter), vil fuktighetsinnholdet som visner, være forskjellig. Frøplanter er spesielt følsomme for kritiske jordfuktighetsforhold.
Fuktighetsinnholdet til planter som visner bestemmes ved frøplantemetoden i henhold til S.I. Dolgov eller ved beregning ved å bruke prosentandelen av vann i jorden lik den maksimale hygroskopiske fuktigheten. Det tas i betraktning at forholdet mellom visnende fuktighet og maksimal hygroskopisk fuktighet i forskjellige jordarter for forskjellige planter varierer fra 1 til 3 for ikke-saltholdig jord er det ofte 1,3-1,5, for saltholdig jord er det litt høyere. Visnende fuktighet (i%) er lik den maksimale hygroskopiske fuktigheten (i%) multiplisert med en faktor på 1,34 (i henhold til anbefalingen fra den hydrometeorologiske tjenesten) eller 1,5 (i henhold til anbefalingen fra N. A. Kachinsky):
B3=MG × 1,34 (1,5).
Visnende fuktighetsinnhold varierer avhengig av jordtype og tekstur (tabell 33).
33. Visnende fuktighetsinnhold i jord med forskjellige granulometriske sammensetninger
(ifølge Francesson)
I torvjord når det visnende fuktighetsinnholdet 50 % av massen til absolutt tørr jord.
Det visnende fuktighetsinnholdet er den viktigste hydrologiske konstanten. Basert på VZ-data og det totale fuktighetsinnholdet i jorda, beregnes reserven av produktiv fuktighet, dvs. fuktigheten som er tilgjengelig for planter og brukt på dannelsen av avlingen.
Mengden produktiv fuktighet uttrykkes vanligvis i mm av tykkelsen på vannlaget. I denne formen er vannreservene bedre sammenlignet med nedbørsdata. 1 mm vann på et område på 1 hektar tilsvarer 10 tonn vann.
Produktive fuktighetsreserver (i mm/ha):
W=0,l×d v ×h(B-B3),
hvor 0,1 er koeffisienten for konvertering av fuktighetsreserver fra m 3 /ha til mm vannlag; d v - jordtetthet, g/cm 3 ; h er tykkelsen på jordlaget, cm, som reserven av produktiv fuktighet beregnes for; B - åkerjordfuktighet, % for absolutt tørr jord; VZ - visnende fuktighetsinnhold, % for absolutt tørr jord.
De optimale reservene av produktiv fuktighet (ifølge A.M. Shulgin) i et meter lag med jord i løpet av vekstsesongen av planter er i gjennomsnitt i området fra 100 til 200 mm.
Både overflødig fuktighet (mer enn 250 mm) og utilstrekkelig fuktighet (mindre enn 50 mm) påvirker utviklingen av planter og deres produktivitet negativt.
Jordpermeabilitet er jordens evne til å absorbere og føre vann gjennom seg selv. Det er to stadier av vannpermeabilitet: absorpsjon og filtrering. Absorpsjon er absorpsjon av vann av jorda og dets passasje gjennom jord som ikke er mettet med vann. Filtrering (sig) er bevegelse av vann i jorda under påvirkning av gravitasjon og trykkgradient når jorda er fullstendig mettet med vann. Disse stadiene av vannpermeabilitet er preget av henholdsvis absorpsjons- og filtreringskoeffisienter.
Vannpermeabilitet måles ved volumet av vann (mm) som strømmer gjennom en enhet for jord (cm2) per tidsenhet (time) ved et vanntrykk på 5 cm.
Denne verdien er veldig dynamisk, avhengig av den granulometriske sammensetningen og kjemiske egenskapene til jord, deres strukturelle tilstand, tetthet, porøsitet og fuktighet.
I jord med tung granulometrisk sammensetning er vannpermeabiliteten lavere enn i lett jord; tilstedeværelsen av absorbert natrium eller magnesium i PPC, som bidrar til rask hevelse av jord, gjør jorda praktisk talt vanntett.
Vurderingen av jordvannpermeabilitet utføres i henhold til skalaen foreslått av N.A. Kachinsky (1970).
Hvis vanngjennomtrengeligheten er utilstrekkelig, stagnerer fuktigheten enten på jordoverflaten, noe som skaper forhold for avlinger å bløtgjøre, eller renner nedover skråningen av området, noe som bidrar til vannerosjon.
Med svært høy vanngjennomtrengelighet samler det seg ikke fuktighet i rotlaget, det filtreres raskt dypt ned i jordprofilen under vanningsforhold, tap av vanningsvann oppstår, grunnvannstanden stiger, og det er fare for sekundær forsaltning av jord; .
Vannløftekapasitet er jordens evne til å forårsake bevegelse oppover av vannet i den på grunn av kapillære krefter.
Høyden på vannstigningen i jordsmonn og hastigheten på dens bevegelse bestemmes hovedsakelig av den granulometriske og strukturelle sammensetningen av jord og deres porøsitet.
Jo tyngre og mindre strukturert jorda er, desto større er den potensielle høyden for vannstigning, og jo langsommere stiger den.
Vannstigningshastigheten påvirkes også av graden av mineralisering av grunnvann. Høyt mineralisert vann er preget av lavere høyde og stigningshastighet. Forekomst av mineralisert grunnvann nær overflaten (1 - 1,5 m) skaper imidlertid fare for rask forsaltning av jord.
VANN REGIME AV JORD
Vannregimet forstås som helheten av fenomenene med fuktighet som kommer inn i jorda, dets retensjon, forbruk og bevegelse i jorda. Det uttrykkes kvantitativt gjennom vannbalansen, som karakteriserer strømmen av fuktighet inn i jorda og strømmen ut av den.
Den generelle vannbalanseligningen uttrykkes som følger:
V 0 + V os + V g + V k + V pr + V b = E isp + E t + V i + V p + V s + V 1
hvor Vo er den opprinnelige fuktighetsreserven; In os - mengden nedbør i observasjonsperioden; In g - mengden fuktighet som kommer fra grunnvann; I k - mengden fuktighet som kondenserer fra vanndamp; I pr - mengden fuktighet som kommer som et resultat av overflatetilsig; B b - mengden fuktighet som kommer fra sideveis tilstrømning av jord og grunnvann; E isp - mengden fuktighet som fordampes fra jordoverflaten (fysisk fordampning); E t - mengden fuktighet som forbrukes av transpirasjon (fradrag); B og - fuktighet som infiltrerer i jord-bakken tykkelse; V n er mengden vann som går tapt på grunn av overflateavrenning; In c - fuktighet tapt under lateral avrenning i jorda; B 1 er fuktreserven i jorda ved slutten av observasjonsperioden. Hvis det over en lengre periode ikke skjer progressiv fukting eller uttørking av territoriet, er innstrømningen og strømmen av vann i jorda like, vannbalanselikningen er lik null. I dette tilfellet kan vannreservene i jorda ved begynnelsen og slutten av observasjonsperioden være like: B 0 = B 1 For skråningselementer i relieffet, mengden vann som kommer fra sideveis tilstrømning av jord og grunnvann er lik mengden vann som går tapt under sidestrøm: B b = In s. Innholdet av fuktighet som kondenserer i jorda er lite sammenlignet med andre balanseposter og kan neglisjeres. Tatt i betraktning disse avklaringene, har vannbalanseligningen følgende form:
V os + V g + V pr = E isp + E t + V i + V p.
Ligningen for vannbalansen til ekvivalente territorier med dypt grunnvann har en enda enklere form:
B 0 + Vos = E + B 1
hvor E er total fordampning, eller evapotranspirasjon.
Avhengig av arten av den årlige vannbalansen i forholdet mellom dens komponenter - årlig nedbør og årlig fordampning - dannes hovedtypene av vannregime.
Forholdet mellom årlig nedbør og årlig fordampning kalles fuktighetskoeffisienten (HC). I ulike natursoner varierer CU fra 3 til 0,1.
For ulike naturlige forhold etablerte G.N. Vysotsky 4 typer vannregime: spyling, periodisk spyling, ikke-spyling og avløp. Ved å utvikle læren til G.N. Vysotsky, identifiserte professor A.A. Rode 6 typer vannregime, og delte dem inn i flere undertyper.
1. Permafrost type. Distribuert i permafrostforhold. Det frosne jordlaget er vanntett og er en akvifer, som supra-permafrost-abboren renner over, noe som gjør at den øvre delen av den tinte jorda blir mettet med vann i vekstsesongen.
2. Spyletype (KU > 1). Karakteristisk for områder hvor mengden årlig nedbør er større enn fordampning. Hele jordprofilen utsettes årlig for gjennom fukting til grunnvann og intensiv utvasking av jorddannende produkter. Under påvirkning av utvaskingstypen av vannregime, dannes jord av podzolisk type, rød jord og gul jord. Når grunnvann oppstår nær overflaten og jordsmonnet og jorddannende bergarter har lav vanngjennomtrengelighet, dannes en myrundertype av vannregime. Under dens påvirkning dannes myr- og podzolic-myrjord.
3. Periodisk spyletype (KU = 1, med svingninger fra 1,2 til 0,8). Denne typen vannregime er preget av en gjennomsnittlig langsiktig balanse mellom nedbør og fordampning. Den er preget av vekslende begrenset fukting av jord og stein i tørre år (ikke-spylingsforhold) og gjennom fukting (spylingsregime) i våte år. Jordvasking ved overskuddsnedbør skjer 1-2 ganger med noen års mellomrom. Denne typen vannregime er karakteristisk for grå skogjord, podzoliserte og utlutede chernozems. Jordvannsforsyningen er ustabil.
4. Ikke-spylingstype (KU< 1). Характеризуется распределением влаги осадков преимущественно в верхних горизонтах и не достигает грунтовых вод. Связь между атмосферной и грунтовой водой осуществляется через слой с очень низкой влажностью, близкой к ВЗ. Обмен влагой происходит путем передвижения воды в форме пара. Такой тип водного режима характерен для степных почв - черноземов, каштановых, бурых полупустынных и серо-бурых пустынных почв. В указанном ряду почв уменьшается количество осадков, увеличивается испаряемость. Коэффициент увлажнения снижается с 0,6 до 0,1.
Fuktighetssirkulasjonen dekker en tykkelse av jord og jord fra 4 m (steppe chernozems) til 1 m (ørken-steppe, ørkenjord).
Fuktighetsreservene akkumulert i steppejord om våren brukes intensivt på transpirasjon og fysisk fordampning, og om høsten blir de ubetydelige. I semi-ørken og ørkensoner er jordbruk umulig uten vanning.
5. Uttømmende type (KU< 1). Проявляется в степной, полупустынной и пустынной зонах при близком залегании грунтовых вод. Преобладают восходящие потоки влаги по капиллярам от грунтовых вод. При высокой минерализации грунтовых вод в почву поступают легкорастворимые соли, происходит ее засоление.
6. Vanningstype. Det skapes ved å i tillegg fukte jorda med vanningsvann. Med riktig rasjonering av vanningsvann og overholdelse av vanningsregimet, bør vannregimet til jorden dannes i henhold til den ikke-skyllende typen med et WC nær enhet.
REGULERING AV VANNREGIM
Hver jord-klimatiske sone er preget av visse typer jordvannsregime, som, avhengig av egenskapene til de dyrkede avlingene, krever passende tiltak for å regulere det.
I taiga-skogens jordklimatiske sone og i andre soner der overdreven jordfuktighet observeres, brukes ulike agrotekniske teknikker rettet mot å fjerne overflødig fuktighet fra de øvre jordhorisontene: sengetøy og raking, utjevning av mikro- og meso-depresjoner. Om nødvendig utføres drenering ved bruk av åpne grøfter, lukket drenering, voll, colmatage og andre gjenvinningsmetoder.
Overdreven fuktighet kan elimineres ved å lage et tykt, godt dyrket dyrkbart lag og løsne den subarable horisonten, noe som øker fuktighetskapasiteten i jorda og lar fuktighet trenge inn i de nedre lagene. I tørre kritiske perioder av vekstsesongen fungerer denne fuktigheten som en ekstra reserve for plantene som dyrkes.
I taiga-skogsonen er det noen ganger tørre år, når landbruksavlinger reduserer utbyttet kraftig på grunn av mangel på produktiv fuktighet. For eksempel, i Moskva-regionen, av 100 år, er 29 tørre, 23 er for våte og 48 er normale. Derfor, selv i denne sonen i noen år, er det tilrådelig å akkumulere og bevare fuktighet fra atmosfærisk nedbør.
I skog-steppe- og steppesoner med ustabil og utilstrekkelig jordfuktighet, kommer hovedoppgavene med å regulere vannregimet ned til akkumulering, bevaring og produktiv bruk av fuktighet fra nedbør for å opprettholde nødvendig tilførsel av dyrkede avlinger. I disse sonene er tiltak som tar sikte på å svekke overflatevannføring, snøretensjon, og redusere fysisk fordampning av vann fra jorda av stor betydning.
En viktig rolle spilles av jorddyrkingssystemet, rene brakker, ugrasbekjempelse og skogbelter. Høstbearbeiding, som gir en løs struktur av dyrkbarlaget, fremmer således bedre opptak av regn og smeltevann, reduserer overflateavrenning og reduserer fukttap på grunn av fysisk fordampning. Dette forbedrer fuktighetstilførselen til landbruksvekster og øker utbyttet.
I de tørre områdene i Volga-regionen og Vest-Sibir er rocker-par effektive, og bidrar til å øke reservene av produktiv fuktighet i meterlaget til 50 mm eller mer (Shulgin). Uproduktive fukttap på grunn av fysisk fordampning reduseres betydelig når du utfører vårharving av åker, samt når du løsner overflatejordhorisonten etter regn, og forhindrer dannelse av skorpe. Jordkomprimering etter såing endrer tettheten til overflatelaget til dyrkbar horisont sammenlignet med resten av massen. Forskjellen i jordtetthet forårsaker kapillær flyt av fuktighet fra det underliggende laget og hjelper til med kondensering av vanndamp i luften. Bruk av mineralsk og organisk gjødsel bidrar til mer økonomisk bruk av fuktighet; vannforbruket per 100 kg korn reduseres med gjennomsnittlig 26% (Listopadov, Shaposhnikova).
I grønnsaksdyrking er jordmulching med forskjellige materialer mye brukt for å bevare fuktighet.
I ørken-steppe og ørkensoner er hovedmetoden for å regulere vannregimet vanning. Ved vanning er det spesielt viktig å tilstrebe å redusere uproduktive vanntap for å hindre sekundær salinisering. Optimalisering av de vannfysiske egenskapene til jord og deres strukturelle tilstand bidrar til å forbedre fukttilførselen til planter i ulike jordklimatiske soner.
Testspørsmål og oppgaver
1. Nevn kategoriene (formene) av vann i jorda. Hva er deres bindingsstyrke med den faste fasen av jorda og tilgjengeligheten for planter? 2. Gi begrepet jordhydrologiske konstanter, skriv opp de viktigste. 3. Hva kalles produktiv fuktighet? Hvordan beregne det? 4. Nevn og karakteriser vannegenskapene til jord. Hvilke jordegenskaper bestemmer vannegenskaper? 5. Gi begrepet vannregime. 6. Beskriv typene vannregime og metoder for deres regulering.