2. Переміщення води в ґрунті

Знати і враховувати закономірності переміщення води в ґрунті дуже важливо для забезпечення раціонального її використання з метою найбільш повного задоволення потреб рослин і усунення або зменшення непродуктивних витрат через фізичне випаровування чи стікання за межі кореневмісного шару.

У зв’язку з тим, що ґрунтове середовище в різних місцях чи ша­рах має неоднакові фізичні властивості (вологість, температуру, щільність, осмотичний тиск тощо), то між ними виникають градієн­ти (різниці між їх показниками), які зумовлюють рух води від од­ного місця (шару) до іншого.

Градієнт вологості виникає, наприклад, біля коренів рослин, які, використовуючи вологу, підсушують навколо себе ґрунт, тоді вода рухається до цього підсушеного ґрунту від більш зволоженого. Так само рух води відбувається з глибших шарів ґрунту до поверх­невого, який підсихає внаслідок фізичного випаровування води з нього.

Плівкова волога рухається в ґрунті від більш зволожених місць, де плівки товщі й утримуються навколо твердих часточок меншими молекулярними силами, до менш зволожених, де плівки тонші й утримуються сильніше (перебувають під більшим тиском).

У вологішому ґрунті вода міститься у порах як з меншим, так і з більшим діаметром, а в сухішому — у вужчих капілярних порах з крутішими менісками, які сильніше підтягують воду, тому вона пе­реміщується сюди з ширших пор. У такому разі проявляється дія градієнта щільності, оскільки чим щільніший ґрунт, тим більше в ньому капілярних пор, а чим він більш розпушений, тим менше ка­пілярних і більше некапілярних. У землеробській практиці це яви­ще використовують для забезпечення кращого підтоку вологи з гли­бших шарів ґрунту у поверхневий, де знаходиться висіяне насіння. З цією метою поверхневий шар ущільнюють коткуванням для утво­рення в ньому капілярних пор, в які й рухається вода (від капілярів з більшим радіусом кривизни до капілярів з меншим її радіусом).

З механізмом переміщення вологи в ґрунті завдяки силам меніс­кового натягу певною мірою пов’язана і дія градієнта температу­ри. Чим вища температура, тим менший поверхневий менісковий натяг і навпаки. Тому волога рухається в ґрунті від тепліших місць до холодніших. За такою самою закономірністю переміщується в ґрунтовому середовищі й водяна пара — від тепліших ділянок ґрун­ту, де парціальний тиск її вищий, до холодніших, де він нижчий. З останнім явищем пов’язане помітне накопичення вологи в сухому ґрунті впродовж морозного періоду в разі відсутності опадів узимку, а також зволоження поверхневого шару ґрунту під час ранкових приморозків.

Вода в ґрунті переміщується також під впливом градієнта осмо­тичного тиску, який зумовлюється різною концентрацією ґрунтово­го розчину. Вона рухається від місць з нижчою концентрацією роз­чинених солей до місць з вищою їх концентрацією.

3. Водний режим ґрунту і його типи в різних природних умовах

Водний режим ґрунту — сукупність процесів надходження вологи в ґрунт, її переміщення, акумуляції, витрачання та зміни її фізичного стану. В природних умовах основним джерелом надхо­дження води в ґрунт є атмосферні опади. Їх кількість у різних клі­матичних зонах України неоднакова і зменшується в напрямку від північного заходу до південного сходу. Найбільше опадів випадає в поліській зоні (понад 600 мм за рік), дещо менше — в лісостеповій (400 — 600 мм) і найменше — у степовій (350 — 400 мм за рік).

Однак не вся кількість опадів, що потрапляє на поверхню ґрунту, поповнює запаси ґрунтової вологи. Значна частина води зливових дощів, а також води, утвореної при таненні снігу, може стікати по по­верхні ґрунту в понижені місця, річки та озера. Частина її, яка просо­чується в ґрунт, також не вся затримується в ньому. За надмірного зволоження ґрунту вона рухається глибше кореневмісного шару до підґрунтових вод. Частина води, що затримується в ґрунті на трива­лий період, створює запаси ґрунтової вологи, яка може використову­ватись рослинами. Величина цих запасів залежить від водно- фізичних властивостей ґрунту, основними з яких, як зазначалось ви­ще, є водопроникність і вологоємність, що, в свою чергу, зумовлюють­ся гранулометричним складом ґрунту, його гумусованістю й структур­ністю, щільністю тощо. Наприклад, піщані ґрунти дуже водопроник­ні, однак можуть утримувати води лише 6 — 15 % об’єму, супіщані утримують 15 — 25, легко- і середньосуглинкові — 25 — 35 і важкосуг- линкові та глинисті — 35 — 45 %. Водопроникність важких ґрунтів значною мірою залежить від їх оструктурення. Торф’янисті ґрунти, насичені органічною речовиною, мають ще більшу вологоємність.

Найбільші запаси доступної вологи в метровому шарі піщаних ґрунтів Полісся не перевищують 68 — 105 мм, у мулувато-супіщаних та легкосуглинкових ґрунтах вони досягають 200 — 220 мм, а в торф’яних — 400 — 500 мм. У більшості ґрунтів лісостепової зони ці запаси становлять 180 — 200 мм. У ґрунтах південних районів Степу вони не перевищують 120 — 150 мм, а в північних районах досяга­ють 150 — 175 мм.

За умов глибокого залягання ґрунтових вод (на значній відстані від кореневмісного шару) запаси в ґрунті доступної для рослин во­логи створюються лише за рахунок атмосферних опадів, а при бли­зькому їх заляганні до кореневмісного шару вода може підніматись по капілярах до коріння і використовуватись рослинами, тобто за цих умов вона також є прибутковою статтею балансу ґрунтової воло­ги поряд з опадами.

Запаси доступної вологи є основним джерелом води, яка викори­стовується рослинами в процесі транспірації. Кількісні витрати во­ди різними рослинами на транспірацію неоднакова і залежить від їх транспіраційного коефіцієнта (табл. 1), який являє собою кіль­кість води, що витрачається рослиною на створення одиниці маси сухої органічної речовини.

Таблиця 1. Транспіраційний коефіцієнт різних сільськогосподарських культур Сільськогосподарська культура	Транспіра­ційний кое­фіцієнт	Сільськогосподарська культура	Транспіра­ційний кое­фіцієнт
Озима пшениця Озиме жито Овес Ячмінь Кукурудза	450 — 600 500 — 800 375 — 800 310 — 535 250 — 400	Буряки цукрові Буряки кормові Соняшник Конюшина Картопля	340 — 450 735 500 — 600 310 — 900 300 — 635

Транспіраційний коефіцієнт — досить мінлива величина навіть для однієї культури і значно коливається залежно від впливу умов зовнішнього середовища: відносної вологості повітря, температури, характеру та інтенсивності освітлення, руху повітря, особливостей поживного режиму ґрунту та осмотичного тиску ґрунтового розчину, вологості ґрунту тощо. Тому при вирощуванні культурних рослин у польових умовах визначити транспіраційний коефіцієнт досить важко.

Щоб розрахувати необхідні запаси ґрунтової вологи для вирощу­вання урожаїв потрібної величини, слід брати до уваги, крім витрат води на транспірацію рослинами, ще й фізичне випаровування її з поверхні ґрунту впродовж їх вирощування. Інтенсивність цього процесу, а відповідно, і кількість випаровуваної води, зумовлюється такими водними властивостями ґрунту, як капілярність та випаро- вувальна здатність.

Від капілярності залежить інтенсивність переміщення води по капілярах з глибших шарів ґрунту до поверхневого. Тому її ще на­зивають водопідіймальною здатністю ґрунту. Так, найменшою ка­пілярністю характеризуються крупнозернисті піщані ґрунти. Зі зменшенням діаметра часточок ґрунту капілярність зростає, але до певної межі — за розмірів ґрунтових часточок менших за 0,5 мм її зростання послаблюється. Слід зауважити, що чим легший ґрунт за гранулометричним складом, тим більша початкова швидкість капі­лярного руху води, однак при цьому вона піднімається на меншу висоту. При збагаченні легких піщаних ґрунтів на органічну речо­вину водопідіймальна здатність зростає, у важких глинистих ґрун­тах такої прямої залежності немає, оскільки збагачення на органіч­ну речовину сприяє їх оструктуренню, що може зумовлювати посла­блення водопідіймальної здатності. Для її підвищення потрібно ущільнювати ґрунт: при цьому в ньому збільшується кількість капі­лярних пор і відповідно зростає водопідіймальна здатність.

Інтенсивність переміщення води до поверхні ґрунту по капілярах залежить і від його вологості. За достатнього зволоження при звіль­ненні пор поверхневого шару ґрунту від води внаслідок її випарову­вання туди відразу підтікає по капілярах волога з нижчого шару, тобто в міру випаровування води відбувається її безперервний капі­лярний рух з ґрунтової поверхні в атмосферу. Далі при підсиханні ґрунту нерозривний капілярний зв’язок вологи порушується і підті­кання її до верхнього шару сповільнюється, тобто водопідіймальна здатність ґрунту зменшується.

Випаровувальна здатність ґрунту зумовлюється градієнтом між пружністю водяної пари на його поверхні і в приземному шарі пові­тря. Чим більше зволожений поверхневий шар ґрунту і нижча воло­гість повітря, а також чим вища температура середовища, тим інте­нсивніше випаровується волога з ґрунтової поверхні. Величина ви­паровування також прямо залежить від швидкості руху повітря над поверхнею ґрунту та від розмірів площі цієї поверхні.

На інтенсивність випаровування води з ґрунту впливає ступінь відкритості його поверхні на стикові з атмосферою. Чим більше вона затінена рослинністю або закрита мульчуючими матеріалами (со­ломою, торфом, перегноєм, тирсою, плівкою тощо), тим менше випа­ровується ґрунтової вологи. Тому випаровування інтенсивніше на полях чистого пару порівняно з посівами культур, під просапними порівняно з культурами суцільної сівби тощо.

Вплив ущільнення ґрунту на випаровувальну здатність неодна­ковий за різних умов зволоження. Якщо ґрунт зволожений більше від рівня вологості розриву капілярів, то в ньому діє механізм капі­лярного переміщення вологи і випаровування її з ґрунтової поверх­ні перебуває в прямій залежності від водопідіймальної здатності. Тому ущільнення ґрунту за цих умов сприяє збільшенню капілярно­сті та випаровувальної здатності, а розпушування, навпаки, змен­шує капілярну пористість і, відповідно, підтікання води до випаро­вувальної поверхні. Однак, за даними В.Гордієнка, ущільнення чо­рнозему південного, в якому переважали дрібні розпилені агрегати, зумовило зменшення капілярного руху води внаслідок зменшення капілярної пористості.

За умов, коли ґрунт зволожений менше від рівня вологості роз­риву капілярів, переміщення вологи до зони випаровування на по­верхні ґрунту по капілярах припиняється, починається процес ви­паровування всередині ґрунту і волога у вигляді пари виділяється з ґрунту в атмосферу внаслідок дифузії. При цьому переважає дифуз­ний механізм переміщення води і ущільнення ґрунту сприяє його послабленню, а не посиленню.

За однакової зволоженості менше води з поверхневого шару випа­ровується за умови більшого збагачення його органічною речовиною, яка сприяє підвищенню водоутримувальної здатності ґрунту. Однак ця залежність досить складна і неоднозначна, оскільки органічні (гумусові) речовини надають ґрунтові темнішого кольору і він може більше нагріватись, внаслідок чого випаровування води зростатиме.

Визначити витрати води з ґрунтових запасів через транспірацію рослинами і випаровування з ґрунтової поверхні в польових умовах вирощування сільськогосподарських культур надзвичайно складно, тому часто ці витрати об’єднують і враховують разом як сумарну ви­трату води з ґрунту за вегетацію рослин.

Залежно від сумарного надходження води в ґрунт з атмосферни­ми опадами та її сумарних витрат з ґрунту в різних природних зо­нах складаються певні водні режими, яких, за класифікацією О. Роде, є шість: мерзлотний, промивний, періодично промивний, непромивний, десуктивно-випітний і випітний. Перший з них — мерзлотний характерний лише для зони вічної мерзлоти і в Украї­ні не трапляється.

Промивний водний режим існує на більшій території Полісся і в гірських районах Карпат, де річна сума опадів перевищує кількість вологи, яка випаровується з ґрунту, тому щороку просочується вся товща ґрунту аж до залягання підґрунтових вод.

Періодично промивний водний режим створюється на території частини Полісся і північно-західних районів лісостепової зони. Тут річна сума опадів майже дорівнює випаровуванню ґрунтової вологи і лише в окремі роки опадів буває більше, тому в ці роки має місце промивний водний режим.

Непромивний водний режим складається у південно-східній час­тині Лісостепу та північному Степу внаслідок переважання випаро­вування води з ґрунту над її кількістю, що надходить з опадами, які зволожують не весь профіль ґрунту і підґрунтя. Тому тут під зволо­женим шаром (як правило, навесні) глибше розміщений шар з воло­гістю, близькою до рівня вологості стійкого в’янення рослин, тобто в ньому знаходиться лише волога, недоступна для рослин. Зі зволо­женого за рахунок опадів шару ґрунту вода, що просочилась у нього, знову повертається в атмосферу через транспірацію рослинами та випаровування з поверхні ґрунту.

Десуктивно-випітний водний режим характерний для центра­льної й південної частин степової зони, де випаровування води з ґрунту значно перевищує річну суму опадів, а підґрунтові води за­лягають порівняно неглибоко і з них волога може надходити в ко­реневмісний шар та використовуватись рослинами. Внаслідок ви­користання цієї води з глибших шарів у них залишаються солі, які були в ній розчинені, що спричинює засолення нижніх ґрунтових горизонтів.

Випітний водний режим діє також у степовій зоні в тих місцях, де підґрунтові води знаходяться настільки близько до поверхні ґру­нту, що її досягає верхня капілярна кайма. Тому тут ґрунтова воло­га інтенсивно випаровується з поверхневого шару, що зумовлює йо­го засолення.

Враховуючи водні режими, що відображують умови зволоження ґрунтів і забезпечення ґрунтовою вологою вирощуваних сільськогос­подарських культур, територію України з погляду землеробства розподіляють на райони достатнього (Полісся і північно-західна ча­стина Лісостепу), нестійкого (центральна та частково південна час­тина Лісостепу) і недостатнього (південно-східна частина Лісостепу і Степ) зволоження.

В одних районах є місця і бувають періоди (роки) надмірного зволоження, де доводиться застосовувати заходи боротьби з пере- зволоженням ґрунту, а в інших на перший план виступають заходи з накопичення та збереження ґрунтової вологи.

У землеробстві ще існує класифікація водних режимів ґрунту щодо накопичення певних запасів ґрунтової вологи в кореневмісно­му шарі та забезпечення нею рослин в окремі періоди їх росту. За цією класифікацією існує чотири типи водного режиму: обводнення, капілярне зволоження, повне і слабке весняне промочування.

Обводнення як тип водного режиму ґрунту створюється в умовах неглибокого залягання підґрунтових вод і за максимального наси­чення ґрунту вологою вона виходить на його поверхню. При цьому водному режимі середньорічний запас доступної вологи у метровому шарі ґрунту досягає 300 мм, а навесні буває поверхневе стікання води з полів і затоплення понижених місць. У критичні періоди рос­ту культурних рослин запаси доступної для них води у метровому шарі не знижуються до рівня, меншого за 150 мм.

Капілярне зволоження спостерігається там, де підґрунтові води досягають кореневмісного шару лише в період найвищого їх піднят­тя. Впродовж решти часу річного циклу кореневмісного шару дося­гає тільки верхня межа капілярної кайми. Запаси доступної вологи в метровому шарі ґрунту впродовж вегетаційного сезону коливають­ся в межах 150 — 200 мм, тобто перевищують рівень найменшої (польової) вологоємності.

Повне весняне зволоження — це водний режим ґрунту в умовах глибокого залягання підґрунтових вод, де навіть у період найвищо­го їх підняття верхня капілярна кайма не досягає кореневмісного шару. У весняний період найбільшого накопичення вологи в ґрунті її доступні запаси в метровому шарі не перевищують 170 — 200 мм, а на кінець вегетації рослин вони знижуються до 50 — 100 мм (в окре­мі роки можуть повністю витрачатись, тобто знижуватись до нуля).

Слабке весняне промочування характерне для територій з посу­шливими умовами і глибоким розміщенням підґрунтових вод. Тут у весняний період максимального зволоження глибина промочування ґрунтової товщі часто не перевищує 50 см. За цього типу водного режиму вода переміщується по ґрунтових порах, зокрема капіляр­них, при насиченні ґрунту вологою внаслідок танення снігу, а впро­довж вегетаційного сезону вона рухається в ґрунті вниз по профілю під дією сил гравітації лише в разі випадання інтенсивних дощів, має місце також її рух у вигляді пари.