Оценка экологического состояния почв придорожных зон улиц г. Оренбурга (на примере улицы Карагандинская)

И, наоборот, во влажные годы расход может быть меньше прихода, и тогда  запасы влаги в почве пополняются. Этот же процесс повторяется и  по временам года. Весной происходит накопление воды, которая постепенно расходуется  в летний период.

Поэтому для расчета баланса  может быть использована формула  П = Р±ЗВ.

Наиболее крупными статьями прихода  влаги на какой-либо участок можно  считать атмосферные осадки, достигшие  поверхности почвы, приток влаги  из грунтовых вод, поступление воды с навеваемым снегом, боковой приток воды по поверхности почвы, приток внутрипочвенной  влаги (почвенной верховодки).

Наиболее крупными статьями расхода  влаги являются: испарение влаги  из почвы, испарение влаги осадков, задержанных кронами деревьев, испарение  с травяного покрова, испарение  с лесных подстилок, отсасывание  воды корнями на транспирацию растений, сток поверхностный, сток внутрипочвенный, отток влаги в грунтовые воды. При наблюдениях учитывается запас влаги в начале наблюдений и запас влаги в почве в конце наблюдений.

Для плоских участков или средних  частей ровных склонов с глубоким залеганием грунтовых вод приток и отток воды одинаков. Учитывая, что физическое испарение с поверхности  растений, лесной подстилки и поверхности  почвы равно суммарному испарению.

Формула водного баланса может  меняться в зависимости от климатических  условий, местоположения участка, тина растительности и других условий. Она  используется для количественного  выражения использования влаги  под различными типами растительности, изучения их влияния на водный режим  почв, выявления водорегулирующей роли тех или иных культур и насаждений, определения их потребности во влаге.

Сопоставляя данные прихода и расхода  влаги, можно сделать вывод: если в почву поступает влаги больше, чем ее расходуется, значит, избыточная влага пополняет запасы грунтовой  воды, и наоборот.

физический дисперсность почва тепловой

 

4. Воздушные свойства почвы

 

Благодаря пористости почва обладает воздухопроницаемостью. Воздухопроницаемость - свойство почвы пропускать воздух через поры, не занятые водой. Общий объем почвенных пор выше наименьшей влагоемкости (капиллярно-подвешенной влаги) называют воздухоемкостью, а общий объем пор, свободных от влаги, воздухосодержанием, или порозностью аэрации. Воздухоемкость и воздухосодержание выражаются в процентах объема почвы.

Воздушные свойства почвы зависят  от влажности, объемной плотности, механического  состава, структурности почвы. Благодаря  воздухопроницаемости и порозности аэрации в почвах в том или ином количестве присутствует почвенный воздух. Почвенный воздух - газы, находящиеся в порах почвы, свободных от влаги; количество его выражается в процентах объема почвы, его содержание меняется в зависимости от динамики влажности почв в данной местности.

Почвенный воздух может находиться благодаря коллоидам в поглощенном  состоянии, растворенным в почвенной  влаге (вода может поглощать до 1-2%), в защемленном состоянии (когда воздух находится в порах, со всех сторон окруженных водной пленкой) и в свободном состоянии.

Почвенный воздух хорошо дренированных  почв содержит (%): азота 78, кислорода 21, аргона 0,9, углекислого газа 0,03 и по составу мало отличается от атмосферного. В нем, однако, больше углекислоты и меньше кислорода.

В зависимости от пористости, влажности, состава растений, количества органических веществ, микроорганизмов, содержание О₂ и СО₂ в почвенном воздухе может меняться от 0 до 20%. Различия в концентрации О₂ и СО₂ определяются интенсивностью использования О₂, выработкой СО₂ и быстротой обмена газового состава между атмосферным и почвенным воздухом - аэрацией.

Аэрация, или газообмен почвенного воздуха с атмосферным, осуществляется благодаря воздухопроницаемости почвы. Перемещение молекул происходит вследствие различия парциального давления газов (диффузии). Так как в почвенном воздухе больше углекислоты, чем в атмосферном, в первую очередь в почву поступает кислород, а выходит из нее углекислота. Процесс диффузии газов в самой почве происходит в 5-20 раз медленнее, чем в атмосфере. На аэрацию оказывает влияние поступление влаги в почву, которая вытесняет воздух в атмосферу.

Значительное влияние на газообмен  оказывают верховодки и близлежащие (1,5-2,0 м) грунтовые воды с переменным уровнем. При подъеме уровня воды воздух, обогащенный углекислотой, выталкивается в атмосферу, а при опускании уровня воды происходит втягивание атмосферного воздуха, обогащенного кислородом. В этом положительная роль грунтовых вод. Аэрация усиливается благодаря изменению температуры и барометрического давления атмосферы. Нагревание почвы сопровождается расширением газов и их выходом в приземной слой воздуха; то же самое происходит при уменьшении атмосферного давления. И, наконец, газообмен почв усиливается при действии ветра в приземном слое, обычно занятом той пли иной растительностью.

Значение почвенного воздуха и  аэрации для почвенных процессов, жизни растений и микроорганизмов  определяется составом почвенного воздуха  и, в частности, соотношением кислорода  и углекислоты.

Значительная часть почвообразовательных процессов, связанных с разложением  органических веществ, сопровождается окислительными процессами, активной микробиологической деятельностью. Поэтому  самые верхние органогенные горизонты  поглощают значительное количество кислорода. Так, лесная подстилка способна поглотить до 400 мл/кг кислорода, гумусовые  горизонты поглощают от 0,5 до 3 мл на 1 кг абсолютно сухого вещества, а  нижние горизонты подзолистых почв - десятые и сотые доли миллилитра.

Поглощается кислород и растущими  корнями растений, микроорганизмами. Причем во всех случаях в почвенный  воздух выделяется углекислый газ, количество которого обеспечивает фотосинтез растений на 40-70%. При недостатке кислорода создаются анаэробные условия, замедляются процессы разложения органических веществ, сменяются группы микроорганизмов, изменяется валентность Fe и Мn, начинаются процессы оторфовывания, оглеения, разрушения почвенной структуры с образованием плотных горизонтов.

Анаэробные условия складываются в почвах при содержании кислорода 2,5-5% или, если его меньше 5,5 см3 в 1 кг почвы. В результате недостатка кислорода в почве изменяются интенсивность и направление почвообразования, а почвенный воздух насыщается недоокисленными соединениями (метан, сероводород, ароматические вещества) и главным образом углекислотой, содержание которой может достигать 15-20% объема.

Находящийся в почвах углекислый газ  способствует образованию (при реакции  выше рН 5) бикарбонатов. При реакции среды ниже рН 5 углекислый газ способствует растворению карбонатов и, по-видимому, образуя угольную кислоту, может участвовать в процессах химического и биохимического выветривания, способствуя перемещению различных веществ по профилю почв. При недостатке кислорода прекращается рост корней, проростков, элементы питания становятся недоступными, а изменяющиеся физические условия в почве приводят к прекращению роста растений и потере почвенного плодородия.

Для обеспечения наилучших условий  газового состава почвенного воздуха, аэрации, роста растений и развития микроорганизмов необходимо, чтобы  порозность аэрации верхних горизонтов почвы находилась в пределах 15-20% объема почвы.

Соотношение в почвах О₂ и СО₂ постоянно меняется в связи с сезонными и годовыми циклами развития растений и климатическими факторами.

Улучшение воздушного режима почвы  прямо связано с обычными агротехническими приемами по регулированию физических свойств почв и водного режима. Повышение аэрации почв достигается  уменьшением увлажнения верхних  горизонтов. Однако для роста растений требуется оптимальное соотношение  между почвенным воздухом и влагой, что достигается лишь в хорошо оструктуренных почвах добавлением органических удобрений при вспашке. Хороший эффект дает осушение болот, создание микро повышений, лесомелиоративных насаждений.

 

 

 

5. Тепловые свойства почвы

Источником тепла в почве  является тепло энергии Солнца. Среднее  количество тепла, поступающее на поверхность  Земли, составляет 8,15 Дж/С° на 1 см² в минуту (солнечная постоянная). Часть этого тепла отражается от поверхности Земли, а часть рассеивается в атмосферу растительным покровом, поэтому к поверхности почвы приходит значительно меньшее количество энергии, которая поглощается и передается вглубь почвы благодаря ее тепловым свойствам.

Теплопоглотительная способность  обеспечивает поглощение части лучистой энергии Солнца, которая затем  превращается в тепловую, часть же лучистой энергии отражается от поверхности  почвы. Отношение отраженной части энергии к полной выражается альбедо. Альбедо идеально отражающей поверхности равно 100, а абсолютно черного тела 0. Максимальное альбедо имеет снег - 88-91, минимальное - чернозем сухой- 14. У серозема сухого альбедо составляет 25- 30, песок желтый или белый имеет альбедо 34-40.

У влажных почв значительно меньшая  отражательная способность (так, альбедо  чернозема влажного равно 8, серозема 10-12).

Теплоемкость (массовая) - количество тепла, необходимое для нагревания 1 г сухой почвы на ГС (Дж/С°), или 1 см3 почвы на ГС (Дж/С° на Г). Массовая теплоемкость абсолютно сухих минеральных почв колеблется в довольно узких пределах - от 0,15 до 0,20. Она очень сильно зависит от влажности почв. У влажных песчаных почв она возрастает до 0,7, у суглинков до 0,8, у торфов до 0,9. Поскольку песчаные почвы имеют меньше влаги и, следовательно, прогреваются и остывают быстрее, их называют «теплыми».

Теплоемкость почв зависит от тех  их свойств, которые влияют на поглощение воды, а именно от гидрофильности коллоидов, содержания илистых частиц, наличия и характера органического вещества.

Теплопроводность - свойство почвы проводить тепло с той или иной скоростью. Она измеряется количеством тепла в джоулях (Дж), проходящим через 1-сантиметровый слой сухой почвы площадью 1 см². Тепло передается конвекционно через газ, жидкость или твердые частицы. Медленнее всего тепло проводит сухая структурная, богатая органикой почва. Наиболее быстро проводит тепло минеральная часть почвы; чем крупнее частички, тем больше теплопроводность: крупные песчаные частицы нагреваются в 2-2,5 раза быстрее, чем, например, пыль. Теплопроводность почв зависит от их плотности: при увеличении плотности с 1,1 до 1,6 теплопроводность возрастает в 2-2,5 раза. При увеличении же пористости от 30 и выше теплопроводность падает. Влажные почвы более теплопроводны, чем сухие.

Тепловой режим почвы определяется совокупностью явлений поглощения, передвижения и отдачи тепла. Тепловой режим почвы определяется распределением температур на разной глубине и в  разные периоды.

В европейской части России минимальные  температуры устанавливаются в  почвах в январе или феврале, максимальные в июне и июле. Различают суточные и годовые колебания температур в почве. Наибольшее колебание их наблюдается в верхнем слое, а  минимальные изменения на глубине 3--5 м. Каждому почвенному типу присущи  свои пределы колебания температур на глубине 20 см. Поэтому основным показателем  теплового режима является средняя  температура на этой глубине за определенный период времени. Так, средняя температура  за теплый период для подзолистых почв колеблется в пределах 6-10°С, черноземов -11-15°С, каштановых 14-16°С. Суточный ход температур имеет форму синусоиды с максимумом около 13 ч и минимумом 4-5 ч (перед восходом солнца), причем суточный перепад температур может достигать 25- 30° С.

Роль теплового режима для растений и биологических процессов определяется количеством тепла, влаги и воздуха  в почве. Наилучший рост корневых систем растений наблюдается в интервале 10 - 25° С. С увеличением количества тепла происходит размножение бактерий, повышается их биологическая активность, а следовательно, переработка органического вещества, усиливается процесс газообмена и передвижения влаги в почве. При снижении температуры все процессы замедляются, а при падении температуры ниже 0 °С начинается замерзание почвы. Следует отметить, что почвенная влага, как правило, при 0 °С не замерзает. При температурах ниже -10 °С замерзает почти вся влага, за исключением прочносвязанной. В это время происходит передвижение влаги к поверхности из нижних горизонтов. При промерзании почвы влажность верхних горизонтов может превышать полную влагоемкость из-за раздвигания почвенных частиц кристаллами образующегося льда. В отдельных горизонтах может накапливаться до 100 мм осадков.

Промерзание почвы имеет как  положительное, так и отрицательное  значение. Положительное значение промерзания  выражается в образовании почвенной  структуры, миграции почвенных животных в нижние слои, способствующей разрыхлению  почвы и улучшению ее водопроницаемости, задержке начала вегетации для растений, боящихся заморозков. Отрицательное  значение промерзания состоит в  понижении водопроницаемости и, следовательно, усилении стока, задержке микробиологических и химических процессов, выжимании растений и задержке их развития.

Промерзание почвы и его глубина  зависят от толщины снежного покрова, лесной подстилки, густоты и мощности напочвенного покрова. В лесу почвы  часто промерзают на значительно  меньшую глубину, чем в поле.

Оттаивание почвы зависит от количества тепла в почве и  в атмосфере, а также от толщины  снежного покрова. Оттаивание может  идти тремя путями: снизу за счет тепла почвы, снизу и сверху за счет быстрого схода снега и тепла  почвы и только сверху, если почва  промерзает до слоя вечной мерзлоты. После  оттаивания почва оказывается более  рыхлой и влажной, а если оттаивание произошло до активного снеготаяния, почва поглощает талую воду и  насыщается ею до большой глубины. При  дальнейшем прогревании создаются  благоприятные условия для роста  растений, развития микробиологических процессов -- почва приходит в состояние спелости.

Тепловой режим почвы характеризуется  радиационным, или тепловым, балансом по уравнению

R = LE + P+A,

где R - радиационный баланс; Р - турбулентная передача тепла из почвы в атмосферу; А - расход тепла на нагревание почвы; L - суточная теплота испарения и Е - суммарное испарение за расчетный период времени.