Capacité d'humidité capillaire- la capacité des sols et sols à retenir dans leur épaisseur le maximum possible d'eau capillaire (sans passage sous forme gravitationnelle), exprimée en pourcentage pondéral ou volumique ou en mètres cubes pour 1 hectare. La capacité capillaire en eau représente donc la limite supérieure de la capacité de rétention d’eau des sols, déterminée par les forces capillaires-ménisques. Ainsi, la valeur de la capacité capillaire d’humidité (capacité de rétention d’eau capillaire) correspond généralement à la porosité capillaire des sols et des sols. Étant donné que la limite et les différences entre la porosité capillaire et non capillaire dans les sols sont arbitraires et sont représentées par un certain nombre de transitions, la valeur de la capacité d'humidité capillaire est quelque peu arbitraire, elle varie en fonction d'un certain nombre de facteurs.
Lorsque le niveau est proche (1,5-2,0 m) eaux souterraines, lorsque la frange capillaire mouille l'épaisseur du sol jusqu'à la surface, la capacité capillaire d'humidité du sol est caractérisée par les valeurs les plus élevées, puisque la capacité capillaire d'humidité en dans ce cas est causée par l’activité totale d’aspiration des ménisques des pores et capillaires fins et larges. Dans ce cas, la capacité capillaire en humidité correspond à la valeur maximale possible de la teneur en eau capillaire du sol. La valeur la plus précise de la capacité d'humidité capillaire est déterminée dans ce cas sur le terrain en établissant l'humidité couche par couche depuis la surface du sol jusqu'au niveau de la nappe phréatique. Pour une couche moyenne de 1,5 mètre sols argileux cela correspond à 30-40 vol.%, soit environ 4500-6000 m3/ha.
Dans le cas d'un niveau d'eau souterraine profond, la capacité capillaire d'humidité du sol n'est associée qu'au travail de pores et de capillaires relativement fins. Dans ce cas, sa valeur correspond au volume maximum possible d'eau en suspension capillaire retenue dans le sol. La valeur de la capacité d'humidité dans le cas de l'eau en suspension capillaire varie en fonction de la structure et composition mécanique sols compris entre 20 et 35 % en volume, soit 2 000 à 3 500 m3/ha pour une couche de 1 mètre et 3 000 à 5 250 m3/ha pour une couche de 1,5 mètre.
Très souvent, la capacité d'humidité par rapport à l'eau en suspension capillaire est appelée capacité d'humidité la plus basse (HB). Ce terme, introduit par P.S. Kossovich, est basé sur l'idée que dans les sols situés à un niveau d'eau souterraine profond, il n'y a pas d'influence de frange capillaire ascendante et que le système de sol poreux retient la plus petite quantité d'humidité qui reste après l'écoulement libre de l'eau gravitationnelle.
La capacité d'humidité capillaire peut être déterminée sur un monolithe en laboratoire ou sur le terrain par la méthode d'humidification préalable à long terme du sol avec un volume d'eau qui dépasse évidemment la capacité de rétention d'eau du sol. Le sol gorgé d'eau est laissé à l'abri de l'évaporation pendant un certain temps. L'eau gravitaire a la possibilité de s'écouler librement des horizons du sol pendant plusieurs jours. La quantité d’humidité retenue dans le sol est ensuite déterminée. Cette valeur correspondra à la capacité d’humidité capillaire (en suspension) (capacité d’humidité la plus faible) du sol. La capacité d'humidité capillaire déterminée pour des conditions de terrain spécifiques est appelée capacité d'humidité du sol (capacité d'humidité limitant le champ, capacité de rétention d'eau du champ).
Dans des conditions naturelles, le sol ne peut pas retenir l’eau capillaire au-delà de cette quantité « limite ». Une augmentation de l’humidité du sol au-delà de sa capacité de rétention d’eau provoque la formation d’eau gravitationnelle qui s’écoule vers le bas ou alimente les eaux souterraines.
Le concept de « capacité maximale d’humidité au champ » (CMF) des sols est une caractéristique hydrologique importante largement utilisée dans la pratique de la récupération de l’eau. La valeur de la capacité d'humidité maximale du champ dépend d'un certain nombre de facteurs.
Les sols de composition mécanique argileuse lourde ont une grande capacité d'humidité au champ - 3 500 à 4 000 m3/ha pour une couche de 1 mètre, les sols de composition mécanique légère et sableuse - 2 000 à 2 500 m3/ha. Les sols avec une structure à grains grumeleux bien développée ont généralement une capacité d'humidité moyenne au champ modérée - 2 500 à 3 000 m3/ha pour une couche de 1 mètre ; les sols sans structure se caractérisent par une capacité d'humidité plus élevée au champ. Vous trouverez ci-dessous les valeurs de la capacité hydrique au champ des sols de diverses compositions mécaniques en % de la porosité :

M = P - m + k,

D'après les valeurs du coefficient de perte en eau, il ressort clairement que lorsque l'eau gravitationnelle entre, l'intensité de la montée du niveau de la nappe phréatique augmente d'autant plus que la composition mécanique du sol est lourde. Ainsi, dans les argiles, chaque millimètre d'eau gravitationnelle qui s'infiltre et pénètre dans les eaux souterraines peut augmenter le niveau de la nappe phréatique de 3 à 10 cm, dans les loams - de 2 à 3 cm, dans les sables beaucoup moins - de 0,3 à 0,5 cm.
Connaissant le déficit d'humidité par rapport à la capacité hydrique du champ, il est possible d'établir la quantité d'eau gravitationnelle libre qui apparaît dans l'épaisseur des horizons du sol lorsqu'il est humidifié au-delà de sa capacité de rétention d'eau. La quantité d'eau gravitationnelle formée dans l'épaisseur du sol est la différence entre le volume d'eau fournie et le volume déficitaire par rapport à la capacité hydrique du champ, qui peut être représentée par l'expression suivante :

B = M - (P - m),

En savoir plus sur le sujet CAPACITÉ D'HUMIDITÉ DU SOL ET MÉTHODES POUR SA DÉTERMINATION :

1. Détermination de l'activité a-amylase dans le sérum sanguin, l'urine et le contenu duodénal par la méthode amyloclassique avec un substrat d'amidon stable (méthode au carvi).

L’eau présente dans le sol est l’un des principaux facteurs de formation du sol et l’une des conditions les plus importantes pour la fertilité. En termes de remise en état, notamment important l'eau acquiert comme un système physique en relation complexe avec les phases solides et gazeuses du sol et de la plante (Fig. 9). Le manque d'eau dans le sol a un effet néfaste sur la récolte. Uniquement avec le contenu nécessaire à la croissance et au développement normaux des plantes. eau liquide et les éléments nutritifs du sol dans des conditions atmosphériques et thermiques favorables, vous pouvez obtenir un rendement élevé. La principale source d'eau dans le sol sont les précipitations, dont chaque millimètre par hectare équivaut à 10 m3, soit 10 tonnes d'eau. Il existe un cycle continu de l’eau sur Terre. Il s'agit d'un processus géophysique en constante évolution, comprenant les liens suivants : a) l'évaporation de l'eau de la surface des océans du monde ; b) transfert de vapeurs par les courants d'air dans l'atmosphère ; c) la formation de nuages ​​et de précipitations sur l'océan et les terres ; d) mouvement de l'eau à la surface de la Terre et à l'intérieur de celle-ci (accumulation de précipitations, ruissellement, infiltration, évaporation). La teneur en eau du sol est déterminée conditions climatiques zones et capacité de rétention d’eau du sol. Le rôle du sol dans la circulation de l'humidité externe et l'échange d'humidité interne augmente en raison de sa culture, lorsque l'humidité, la perméabilité à l'eau et la capacité d'humidité augmentent sensiblement, mais diminuent. ruissellement de surface et une évaporation inutile.

Humidité du sol

La teneur en eau du sol va d'un assèchement sévère (sécheresse physiologique) à une saturation complète et un engorgement. La quantité d'eau actuellement présente dans le sol, exprimée en pourcentage en poids ou en volume par rapport à la sécheresse absolue du sol, est appelée humidité du sol. Connaissant l'humidité du sol, il n'est pas difficile de déterminer la réserve d'humidité du sol. Le même sol peut être inégalement humidifié à différentes profondeurs et dans certaines zones du profil du sol. L'humidité du sol dépend de propriétés physiques sa, perméabilité à l'eau, capacité d'humidité, capillarité, surface spécifique et autres conditions d'humidité. La modification de l'humidité du sol et la création de conditions d'humidité favorables pendant la saison de croissance sont obtenues à l'aide de techniques agricoles. Chaque sol a sa propre dynamique d’humidité, variant selon les horizons génétiques. On distingue l'humidité absolue, caractérisée par la quantité brute (absolue) d'humidité du sol en un point donné à un moment donné, exprimée en pourcentage du poids ou du volume du sol, et l'humidité relative, calculée en pourcentage de porosité (capacité totale d'humidité). L'humidité du sol est déterminée par différentes méthodes.

Capacité d'humidité du sol

La capacité d'humidité est la propriété du sol à absorber et à retenir la quantité maximale d'eau qui, à un moment donné, correspond à l'influence des forces et des conditions sur celui-ci. environnement externe. Cette propriété dépend de l'état d'humidité, de la porosité, de la température du sol, de la concentration et de la composition des solutions du sol, du degré de culture, ainsi que d'autres facteurs et conditions de formation du sol. Plus la température du sol et de l’air est élevée, plus la capacité hydrique est faible, à l’exception des sols enrichis en humus. La capacité hydrique varie selon les horizons génétiques et la hauteur de la colonne de sol. La colonne de sol semble contenir une colonne d'eau dont la forme dépend de la hauteur de la colonne. sol sol au-dessus du miroir et en fonction des conditions d'humidité de la surface. La forme d'une telle colonne correspondra à l'espace naturel. Ces colonnes dans conditions naturelles varient selon les saisons de l'année, ainsi qu'avec les conditions météorologiques et les fluctuations de l'humidité du sol. La colonne d'eau change, se rapprochant de la valeur optimale, dans des conditions de culture et de remise en état du sol. On distingue les types de capacité d'humidité suivants : a) plein ; b) adsorption maximale ; c) capillaire ; d) la capacité d'humidité la plus basse et la plus maximale du champ. Tous les types de capacité d'humidité changent avec l'évolution du sol dans la nature et plus encore dans les conditions industrielles. Même un seul traitement (ameublir un sol mature) peut améliorer ses propriétés hydriques, augmentant ainsi la capacité d’humidité du champ. Et en ajoutant des minéraux et engrais organiques ou d'autres substances à forte intensité d'humidité peuvent longue durée améliorer les propriétés de l’eau ou la capacité de rétention d’humidité. Ceci est réalisé en incorporant du fumier, de la tourbe, du compost et d’autres substances à forte intensité d’humidité dans le sol. Un effet de régénération peut être exercé par l'introduction dans le sol de substances retenant l'humidité, très poreuses et à forte intensité d'humidité, telles que la perlite, la vermiculite et l'argile expansée.

En plus de la principale source d'énergie radiante, la chaleur dégagée lors des réactions exothermiques, physico-chimiques et biochimiques pénètre dans le sol. Cependant, la chaleur produite par les processus biologiques et photochimiques ne modifie guère la température du sol. DANS heure d'été un sol sec et chauffé peut augmenter la température en raison de l’humidité. Cette chaleur est connue sous le nom de chaleur de mouillage. Elle se manifeste par un faible mouillage des sols riches en colloïdes organiques et minéraux (argileux). Un très léger réchauffement du sol peut être dû à la chaleur interne de la Terre. D'autres sources de chaleur secondaires comprennent la « chaleur latente » des transformations de phase, libérée lors du processus de cristallisation, de condensation et de congélation de l'eau, etc. En fonction de la composition mécanique, de la teneur en humus, de la couleur et de l'humidité, on distingue les sols chauds et froids. La capacité thermique est déterminée par la quantité de chaleur en calories qui doit être dépensée pour élever la température d’une unité de masse (1 g) ou de volume (1 cm3) de sol de 1°C. Le tableau montre qu'avec l'augmentation de l'humidité, la capacité thermique augmente moins pour le sable, plus pour l'argile et encore plus pour la tourbe. Par conséquent, la tourbe et l’argile sont des sols froids et les sols sableux sont chauds. Conductivité thermique et diffusivité thermique. La conductivité thermique est la capacité du sol à conduire la chaleur. Elle est exprimée comme la quantité de chaleur en calories passant par seconde à travers une zone. coupe transversale 1 cm2 à travers une couche de 1 cm avec un gradient de température entre deux surfaces de 1°C. Un sol sec à l’air a une conductivité thermique inférieure à celle d’un sol humide. Cela s'explique par le contact thermique important entre les particules individuelles du sol, unies par les coquilles d'eau. Outre la conductivité thermique, on distingue la diffusivité thermique - l'évolution des changements de température dans le sol. La diffusivité thermique caractérise le changement de température par unité de surface par unité de temps. Elle est égale à la conductivité thermique divisée par la capacité thermique volumétrique du sol. Lorsque la glace cristallise dans les pores du sol, la force de cristallisation se manifeste, à la suite de laquelle les pores du sol se bouchent et se coincent, ce qu'on appelle un soulèvement dû au gel. La croissance de cristaux de glace dans les grands pores provoque un afflux d'eau provenant de petits capillaires, où, en fonction de leur taille décroissante, le gel de l'eau est retardé.

Les sources de chaleur entrant dans le sol et ses dépenses ne sont pas les mêmes selon les zones, le bilan thermique des sols peut donc être à la fois positif et négatif. Dans le premier cas, le sol reçoit plus de chaleur qu'il n'en dégage, et dans le second, vice versa. Mais le bilan thermique des sols dans n'importe quelle zone change sensiblement avec le temps. Le bilan thermique du sol peut être régulé sur une base journalière, saisonnière, annuelle et à long terme, ce qui permet de créer un régime thermique du sol plus favorable. L'équilibre thermique des sols dans les zones naturelles peut être contrôlé non seulement par l'hydrorécupération, mais également par une agro-récupération et une réhabilitation forestière appropriées, ainsi que par certaines techniques agricoles. La couverture végétale moyenne la température du sol, réduisant ainsi son renouvellement thermique annuel, contribuant ainsi au refroidissement de la couche d'air superficielle dû à la transpiration et au rayonnement thermique. Les grandes étendues d’eau et les réservoirs modèrent la température de l’air. Des mesures très simples, par exemple la culture de plantes sur billons et billons, permettent de créer conditions favorables régime thermique, lumineux, eau-air des sols dans le Grand Nord. DANS journées ensoleillées La température quotidienne moyenne dans la couche racinaire du sol sur les crêtes est de plusieurs degrés plus élevée que sur la surface nivelée. L'utilisation de chauffages électriques, à eau et à vapeur utilisant l'énergie des déchets industriels et des ressources naturelles inorganiques est prometteuse.

Ainsi, la régulation du régime thermique et de l'équilibre thermique du sol, ainsi que l'équilibre eau-air, revêtent une très grande importance pratique et scientifique. Il s'agit de contrôler le régime thermique du sol, notamment en réduisant le gel et en accélérant son dégel.

Dans des conditions de laboratoire, il est possible de déterminer la valeur de la capacité d'humidité minimale du sol, qui correspond approximativement à la capacité d'humidité maximale du champ (Dolgov, 1948). Lorsque vous travaillez avec du sol en vrac (par exemple, lors du remplissage de récipients de végétation), la détermination en tubes donnera plus résultat correct que la détermination sur le terrain de la capacité d'humidité.
Pour la détermination, prenez des tubes en verre de 60 à 80 cm de long avec diamètre interne environ 3 cm. L'extrémité inférieure du tube est attachée avec un tissu ou une gaze. Lors de la préparation, le sol est séché à l'air et passé à travers un tamis (2-3 mm), mais pas broyé.
Lors du remplissage du sol, des mesures sont prises pour éviter la formation de couches, ce qui est obtenu en versant le sol à travers un entonnoir sur le bec duquel se trouve un tube en caoutchouc assez large qui atteint le fond du tube de verre. Une fois versée, la terre remplit l'entonnoir et tout le tube en caoutchouc. En tapotant et en tournant constamment le tube de verre, ils commencent à soulever lentement l'entonnoir avec le tube en caoutchouc, sans soulever l'extrémité inférieure du tube de la terre déversée ; dans ce cas, la terre sort du tube en caoutchouc en colonne continue, sans tri, et remplit le tube en verre. Cette technique évite la formation de couches, inévitable lors du simple versement de terre dans un tube.
L'arrosage du sol se fait de manière à ce que la colonne de sol ne soit pas mouillée jusqu'au fond ; la zone sèche inférieure peut être petite. La progression du mouillage est enregistrée à travers les parois vitrées une fois par jour lorsque le sol est humidifié. Pour éviter le dessèchement de la surface du sol, le haut des tubes est fermé par un bouchon dans lequel est inséré un appareil à potassium rempli d'eau, qui permet à l'air d'entrer après avoir été saturé de vapeur d'eau.
Après l'arrêt du mouvement de l'eau (après 30 à 40 jours), les tubes de verre sont coupés et l'humidité est déterminée couche par couche tous les 2 ou 4 cm. L'humidité des couches supérieures (généralement gorgées d'eau) est de 4 à 6 cm. non pris en compte, ainsi que dans les couches de transition inférieures de 20 à 25 cm de long, adjacentes au sol sec.
Au-dessus de la zone de transition dans toutes les couches, à l'exception de la couche supérieure, l'humidité fluctue légèrement et correspond approximativement à la valeur de la capacité d'humidité maximale du champ déterminée dans un environnement naturel du champ.
Un accord satisfaisant entre les déterminations en laboratoire et sur le terrain a été trouvé par S.I. Dette uniquement pour la terre végétale. Pour tous les échantillons souterrains, les déterminations en laboratoire ont donné des valeurs surestimées.
Pour déterminer rapidement la capacité d'humidité la plus faible (selon Dolgov), le sol séché à l'air est versé dans un récipient de 30 cm de haut ou dans un tube large d'environ 40 cm de haut, en essayant d'obtenir le même compactage du sol que lors du remplissage des récipients pendant une saison de croissance. . Puis, en versant délicatement de l'eau, humidifiez partie supérieure colonne de terre et laisser couvert pendant une journée. Après une journée, le sol en couche de 5 à 10-15 cm aura la capacité d'humidité la plus faible. La détermination sera correcte si du sol sec à l'air reste dans la partie inférieure de la colonne de sol.
SI. Dolgov considère qu'il est plus correct de calculer l'irrigation des expériences de végétation non pas en fonction de la capacité d'humidité totale, mais en fonction de la capacité d'humidité la plus basse, permettant des fluctuations d'humidité dans l'expérience de 70 à 100 % de la capacité d'humidité la plus basse.