Водные свойства почвы

Вопросы о поступлении, передвижении и накоплении влаги в поверхностных горизонтах земной коры представляют особый интерес для почвоведа, так как с этими вопросами тесно связаны и вопросы о накоплении, перемещении и вымывании органических веществ и различных солей, являющихся продуктами почвообразовательных процессов. Связать картину строения почвы с режимом почвенных и грунтовых вод — значит во многом уяснить процесс почвообразования.

Количество воды, которое заключается в любой данный момент в почве, находится в зависимости от целого ряда разнообразных влияний как со стороны внешних условий, так и со стороны характера самой почвы.

Температура воздуха, его влажность, количество атмосферных осадков, давление и движение атмосферы, температура, различных слоев почвы, упругость водяных паров почвенного воздуха, механический состав почвы, структура, вид поверхности, отношение к странам света, наклон к горизонту, характер наружного покрова — вот целая серия причин, способствующих установлению в массе почвы определенных условий влажности.

Влага, заключающаяся в различных горизонтах почвы, может образоваться: 1) путем просачивания с поверхности в глубину атмосферных осадков; 2) поглощением воды в силу гигроскопичности почв (молекулярная конденсация); 3) путем конденсации в порах почвы водяных паров (термическая конденсация) и 4) при помощи поднятия в почву грунтовой воды.

Идея о питании грунтовых, а вместе с тем и почвенных вод атмосферными осадками высказана была еще римлянином Марком Витрувием Поллием, имя которого, однако, было надолго забыто, так что через полторы слишком тысячи лет та же идея явилась, в качестве нового самостоятельного открытия, в работах Бернарда Палисси и Фоссилиуса. Более детальную разработку она получила в трудах Мариотта, после чего большинство ученых приняло выводы последнего, как доказанную теорию. Не останавливаясь на ряде гипотез классической древности (Кейльгак), а также на тех возражениях, которые делались Мариетту его современниками, мы отметим лишь, что одновременно с теорией просачивания воды развивается и теория сгущения водяных паров. Древнейшие защитники этой теории полагали, что в земные глубины по трещинам попадает морская вода, где она превращается в пары. Эти пары затем попадают в поверхностные горизонты коры и, сгущаясь здесь, дают начало грунтовым водам (Кюн, 1746 г.).

В XIX столетии теория сгущения получает иное обоснование, благодаря Фольгеру. Последний, основываясь на различных наблюдениях как своих, так и чужих, и на некоторых теоретических соображениях, пришел к заключению, что атмосферные воды, даже при больших дождях, не глубоко проникают в почву, где перехватываются растениями, которые возвращают их в атмосферу; таким образом, атмосферные осадки не могут служить источником питания грунтовой воды. Если бы просачивание вглубь земли больших количеств атмосферных осадков имело место, то тогда ни в реках, ни в озерах, ни даже в морях не могла бы удержаться, вода — она уходила бы в земные глубины. Существование тоннелей и рудников под водными бассейнами подтверждает соображение о невозможности просачивания поверхностной воды на сколько-нибудь значительные глубины.

Опираясь на данные Шюблера и некоторых других исследователей, утверждающих, что испарение с поверхности земли, особенно покрытой растениями, больше, чем сумма получаемых этой поверхностью осадков, Фольгер совершенно отрицает участие атмосферных осадков в образовании грунтовых вод. Очевидно, должен существовать какойто другой источник влаги, питающий грунтовые воды, и этим источником Фольгер считает водяные пары воздуха, которые, проникая внутрь почвы, сгущаются там, где почва имеет невысокую температуру.

Последователи Фольгера, в лице Мора, Зонтага и Ярца, развивали, главным образом, отрицательную сторону вопроса, как и сам Фольгер, т. е. старались доказать невозможность просачивания атмосферных вод в глубину земли. С этой целью они ставили опыты над просачиванием воды сквозь различные почвы, помещенные в широких трубках, поставленных вертикально. Они же изучали вопрос и о скорости горизонтального передвижения воды, а также и, вопрос о влиянии заиливания почвы (песка) на скорость вертикальной фильтрации влаги.

Вопросы о возможности конденсации в почве водяных паров (положительная сторона вопроса) хотя и изучались упомянутыми исследователями, однако, результаты их опытов мало убедительны.

Как бы ни относиться к теории конденсации водяных паров в почве, следует отметить, что как соображения Фольгера, так и опыты его последователей, констатирующие будто бы невозможность просачивания на значительные глубины капельно-жидкой влаги, в сущности, ничего не доказывают. Во всех этих работах речь идет о просачивании вода, видимой глазом, или, как выражается Яйпй d’Andrimont, воды в капиллярном состоянии. Но вода может передвигаться и в недоступной глазу форме, в так называемом пленочном или молекулярном состоянии, о чем мы будем говорить подробнее несколько дальше.

Самая теория конденсации почвой водяных паров, в том виде, как она была высказана Фольгером и его последователями, подверглась критике со стороны Ганна, отметившего: 1) что скрытая теплота парообразования, которая выделяется при конденсации, должна в такой степени нагревать почву, что дальнейшая конденсация прекратится;

2) что для получения заметных количеств воды путем конденсации необходимо, чтобы через почву проциркулировал большой объем воздуха (до 2000 куб. метр, через площадь 1 квадр. метра), а между тем трудно представить себе такую силу, которая бы приводила в движение такие массы воздуха; 3) что, наконец, в атмосфере нет такого большого количества паров, и что во всем столбе воздуха высотой в 1000 м и с основанием в 1 кв. метр содержится воды, могущей конденсироваться при 10° Ц., не больше 0,5 мм на 1 кв. метр поверхности. Выводы Ганна, в некоторой их части, вызвали возражения со стороны Зонтага и Ярца, но эти возражения не уничтожили положений Ганна, который дополнил их позже некоторыми новыми соображениями.

Кроме Ганна, критически отнеслись к теории Фольгера Лицнар и Вольни, на возражениях которых мы останавливаться не будем. Отметим, что критика Ганна и Вольни оказала сильное влияние на дальнейшее развитие теории Фольгера, которая на время казалась похороненной. Попытки воскресить эту теорию появляются в конце 80-х и 90-х годах в работах русских исследователей.

Близнин, производя наблюдения на Елисаветградской метеорологической станции, пришел к заключению, что жидкая влага не проникает в почву глубже 1 метра в течение целого года, что влажность почвы находится в зависимости от почвенной температуры и что необходимо допустить передвижение парообразной влаги в поверхностных горизонтах земной коры. Тот же наблюдатель организовал опыты с целью проверки своих выводов. Он устанавливал лизиметры, в виде широких железных труб длиною в 1,53 м, наполнял их той же почвой, в которую они врывались, и помещал под ними железные чашки, служившие для собирания воды. В центре лизиметров помещались тонкие трубки для наблюдения за скоплением воды в чашках. Четырехлетние наблюдения показали, что даже в периоды выпадения значительного количества осадков вода в лизиметрах не накоплялась. Эти опыты, в связи с наблюдениями над температурой и влажностью почвы, привели Близнина к следующим заключениям: «вода наших осадков в жидком виде проникает в почву только на глубину около 1 метра, в газообразном же состоянии перемещается и во всем слое в 150 сайт, и, вероятно, во всех глубже лежащих, ненасыщенных водою слоях. Перемещение газообразной воды происходит под влиянием почвенного тепла и преимущественно в зависимости от разности температур почвенных слоев».

Как можно видеть из работ Близнина, его отрицание просачивания атмосферных вод на значительную глубину и его заключение о циркуляции парообразной влаги более или менее однородны с такими же соображениями Фольгера и, следовательно, к его выводам отчасти приложимы и те возражения, которые делались Фольгеру, Зонтагу и Ярцу. Конденсация водяных паров в почве Близниным не была доказана, и не было сделано попыток изучить опытным путем именно это явление.

Таковы же, в общем, и опыты Головкинского, произведенные в Крыму, на горе Кастель. На краю обрыва, сложенного из песчано-глинистых продуктов выветривания трахита, исследователь врыл два широких цинковых лизиметра, из коих один имел в длину 2 арш. 2 верш., а другой — 1 арш. 1 верш. Сбоку под лизиметры были подведены горизонтальные ходы, в которых помещались сосуды для собирания воды. Лизиметры наполнены были одинаковой почвенной массой, подостланной небольшим количеством галечника. Позже Головкинский врыл еще 2 лизиметра: в 4 аршина и 1 арш. длиною, при чем над последним был устроен каменный купол, защищавший от дождя и росы. Вместе с наблюдением над количествами просачивавшейся сквозь лизиметры воды велись и наблюдения над количеством осадков и температурой воздуха и почвы. Головинский пришел к выводу, что в «целом и общем оказывается явная связь с отношением температур и количеством осадков (в почве); когда температура почвы выше температуры воздуха, осадков в почве нет». Если же имеются обратные отношения, осадки появляются, при чем в более глубоком слое получается гораздо больше влаги, чем в верхнем. Интересно также, что после быстрого поднятия температуры воздуха (на 2—3°) наблюдалось заметное увеличение осадков в лизиметре, защищенном от дождя.

Из цифр исследователя, однако, едва ли можно сделать вывод, что осадки появляются в почве, когда ее температура ниже температуры воздуха; в целом ряде случаев имеются как раз обратные отношения. То обстоятельство, что в длинном лизиметре получается больше воды, чем в коротком, может быть истолковано и не в смысле конденсации здесь водяных паров. Дело в том, что длинные трубки, как это было показано на опыте Лебедевым, задерживают меньше воды, чем более короткие.

Не останавливаясь на работах Широких, Баранова и др., отметим еще наблюдения Зибольда, произведенные в окрестностях Феодосии в Крыму. Исследователь нашел в прилегающих в городу горах громадные каменные кучи, объемом от 1250 до 2900 куб. метров, сложенные известняковым щебнем. Эти кучи на первый взгляд производят впечатление природных образований, но раскопки их оснований привели Зибольда к заключению, что это искусственные гидротехнические сооружения, так как он нашел дренажные трубы, по которым вода из куч поступала в городские цистерны. Таким образом, по мнению исследователя, кучи служили для сгущения водяных паров и превращения их в капельно-жидкую влагу. Исследователь полагает, что свою функцию конденсаторов описанные кучи исполняли в теплое время года (с апреля по сентябрь включительно), когда, с одной стороны, температура и абсолютная влажность воздуха достигали максимальных величин, а с другой — разница между температурой внешнего воздуха и температурой внутри насыпных куч становилась наибольшей.

Чтобы проверить свои заключения, Зибольд решил устроить искусственную кучу-конденсатор в виде усеченного конуса с нижним диаметром в 20 м, верхним — в 8 м, высотой в 6 м и объемом в 115 куб. саж. Вопрос об этом конденсаторе подвергался обсуждению в особой комиссии 2-го метеорологического съезда при Академии Наук в 1909 г. Комиссия, признав конденсацию паров воды почвой вполне вероятной, высказалась, однако, в том смысле, что количественная сторона этого процесса едва ли может быть значительна. Комиссия базировалась в данном случае на выводах Сперанского, который, как и Ганн, считал, что повышение температуры почвы при конденсации должно, в конце концов, остановить таковую^[1]. Тем не менее, принимая, что теоретически очень трудно определить количество конденсируемой влаги, комиссия признала опыт весьма желательным. Дальнейшая история этого опыта пока неизвестна.

В последние годы вопросом о конденсации водяных паров почвой занимался Лебедев, пошедший в изучении этого вопроса несколько иным путем, чем предыдущие исследователи. Считая, что вопрос о сгущении в почве водяных паров сводится к вопросу о величинах упругости водяного пара в атмосфере и в почве, Лебедев приступил к изучению этих последних величин. С помощью особо конструированных гигрографа и термографа он определял на различных глубинах почвы относительную влажность почвенного воздуха и температуры почвы. Упругость пара находилась затем по обыкновенным психрометрическим таблицам.

Резюмируя свои наблюдения в природе и в искусственной обстановке, Лебедев указывает, что «если в почве содержится воды меньше, чем это соответствует максимальной гигроскопичности данной почвы, то относительная влажность воздуха в такой почве становится меньше 100 (в противном случае она всегда равна 100%).

Чем суше почва, тем меньше относительная влажность ее воздуха. При одной и той же влажности почвы относительная влажность воздуха в почве увеличивается с увеличением температуры почвы, и наоборот".

Так как при значительном нагревании земной поверхности в летние и, частью, весенние и осенние периоды упругость водяных паров в верхнем горизонте почвы несравненно выше упругости паров в атмосфере, то ясно, что днем никакой конденсации почвой водяных паров не может быть, но зато ночью, когда устанавливается обратное соотношение, водяные пары из атмосферы переходят в почву, где и конденсируются. Лебедев полагает, что число дней (ночей) в году, когда такая конденсация возможна, достигает 200 для Одессы, где он вел свои наблюдения.

Для выяснения количественной стороны процесса конденсации Лебедев ставил следующие опыты. В небольшие стаканчики (объем около 30 куб. см, высота около 5 см, диаметр 27—28 мм) насыпалась почва, влажность которой была больше максимальной гигроскопичности (5,12%) на А—5%. После захода солнца стаканчики, стоявшие уже несколько часов на открытом воздухе в почве, так что температура насыпанной в них земли была равна температуре почвы, быстро взвешивались и ставились обратно в почву. Уровень почвы и земли в стаканчиках был один и тот же. Погода выбиралась «тихая, ясная, когда ночью нельзя было ожидать дождя, тумана или росы». Рано утром, через ½—¾ часа после восхода солнца, стаканчики вынимались из почвы, немедленно закрывались притертыми пробками и взвешивались.

При помощи этого метода, точность которого едва ли может считаться особенно большой, Лебедев определил величины поглощаемой влаги от 0,12 до 0,62 мм. Средняя из 15 двойных определений — 0,34 мм. Таким образом, если принять, согласно с Лебедевым, что почва Одессы конденсирует 200 раз в году, то величина конденсируемой влаги за год определится в 68 мм, что составит 1/6 часть годового количества атмосферных осадков в данной местности^[2].

Кроме конденсации водяных паров, гигроскопичность почвы может тоже служить причиной передачи паров воды в более глубокие горизонты почвы. При нагревании верхних горизонтов почвы упругость паров гигроскопической воды увеличивается, и пары начинают переходить частью в воздух, частью в нижележащие, еще не нагревшиеся слои почвы (Сперанский), о чем будет речь еще далее.

Вода, попавшая в почву из атмосферных осадков или при помощи конденсации водяных паров, отчасти опять уходит в атмосферу, испаряется. Какова величина испарения и в каком отношении она стоит к величинам поступления воды в почву, мы до сих пор не знаем, так как эвапорометры не дают действительной величины испарения.

Интенсивность испарения находится в зависимости, главным образом, от условий климата, но не исключительно. Работами Шюблера, Несслера, Вагнера, Шле и др. выяснено, что причины, управляющие испарением почвенной воды, могут быть разнесены по трем категориям:

1) влияние метеорологических факторов; 2) влияние химических и физических свойств поверхностной породы и 3) влияние условий залегания породы (положение по отношению к странам света, угол падения склона и пр.).

Из факторов первой категории (метеорологических) особенное значение имеют температура и ветер. Понятно, что чем выше температура, тем интенсивнее испарение; в европейской части СССР, как показывают наблюдения, собранные и обработанные Гейнцем, интенсивность испарения повышается по мере движения с СЗ на ЮВ, т. е. в том же направлении, в котором возрастает средняя годовая температура. Влияние ветра на испарение обусловливается как его силой, так и влажностью; чем сильнее и суше ветер, тем больше испарение.

Разъяснением влияний со стороны физических и химических свойств самой породы занимались многие исследователи. Твердая земная поверхность, находясь во влажном состоянии, испаряет сильнее, чем открытая водная поверхность. Если поверхностная порода насыщена водой вполне, то на количество испаряющейся воды не оказывает почти никакого влияния физическое строение породы. Происходящие путем испарения потери влаги пополняются поднятием воды из более глубоких слоев, и такое поднятие продолжается до тех пор, пока количество влаги в почве превышает половину ее полной влагоемкости; если же влажность падает ниже этого предела, то поднятие воды останавливается, следствием чего является высыхание поверхности, и таким образом испаряющий слой понижается и уходит тем глубже, чем меньше воды содержала первоначально почва и чем скорее шло высыхание поверхностных ее горизонтов. Благодаря высыханию дневных горизонтов уменьшается прямое влияние внешних факторов испарения (инсоляция, ветер), вследствие чего испарение сильно понижается. В этом случае фактором испарения является нагретый воздух, движущийся в системах пор почвы. Чем мощнее высохший слой и чем глубже, в силу этого, опустился горизонт испарения, тем более ослабляется, последнее.

Величина испарения, при прочих равных условиях, зависит от размеров испаряющей поверхности: чем больше последняя, тем значительнее потеря воды в атмосферу. На этом основании волнистые и шероховатые поверхности испаряют больше воды, чем плоские и гладкие. На величину испарения влияют затем как механический состав породы, так и структурные ее особенности. При однородной структуре тонкость частиц, до известных пределов, оказывает способствующее испарению влияние. Плотные породы, обладающие большей капиллярностью и сильнее нагревающиеся, испаряют больше воды, чем рыхлые.

Интенсивность испарения зависит также и от цвета почвы. Воды испаряются тем больше, чем темнее окраска почвы, при чем цвета в порядке ослабевающего испарения располагаются так: черный, серый, бурый, желтый, красный, белый. Если почвы потеряли путем испарения значительные количества воды, то устанавливается обратная последовательность для различных цветов, так как тогда начинает сказываться влияние степени и глубины усыхания поверхностных горизонтов.

Соли, находящиеся в почве, оказывают несколько угнетающее влияние на испарение только в том случае, если они находятся в значительных количествах. В этом случае, по мнению Briggs’a, влияет разрыхление верхнего горизонта почвы, благодаря кристаллизации в нем солей.

Очень большое значение в вопросах испарения имеет характер поверхностного покрова. Поверхность, покрытая живой растительностью, испаряет наибольшее, поверхность с мертвым покровом — наименьшее, а голая поверхность — среднее между ними количество воды^[3].

Различные по составу почвы испаряют, при прочих равных условиях, неодинаковое количество влаги: так, например, торф испаряет наибольшее количество воды, песок наименьшее, а глина занимает среднее между двумя первыми породами положение.

Наконец, следует ответить еще на вопрос о влиянии положения склона на величину испарения. Этому вопросу особенно много внимания посвящают работы Эзера и Вольни, хотя его касались, в большей или меньшей степени, и другие исследователи (Шюблер, Шумахер, Лоренц). Из опытов Эзера явствует, что больше всего испаряется за год воды с южных склонов, затем идут склоны восточные, западные и, наконец, северные, и что если угол падения склона увеличивается, то вместе с тем возрастает разница между величиной испарения северных и южных склонов, а также, соответственно, восточных и западных, ибо с возрастанием углов падения повышается испарение на южном и восточном склонах и понижается — на северном и западном. Вычисляя вместе с тем величину инсоляции в течение года на различных склонах и под различными углами падения, Эзер приходит к выводу, что величина испарения стоит в прямом отношении с величиной инсоляции. К заключениям автора следовало бы добавить влияние силы, направления и влажности ветров.

Прежде чем подойти к вопросу о передвижении воды в почвах, остановимся на рассмотрении тех взглядов, которые высказывались разными исследователями о формах, в каких вода находится в почве. Последний вопрос достаточно сложный и трудный, и общепринятого его разрешения не имеется.

Так, Косович, рассуждая о том, как размещается вода в увлажненной высокой почвенной колонне, состоящей из однородного материала, приходит к заключению, что в нижней части колонны все поры заполнены водой и почва задерживает здесь максимальное количество воды, какое она вообще способна удержать (наибольшая влагоемкость), Выше этого слоя не все уже поры заполнены водой, а только наиболее мелкие (относительная влагоемкость), а еще выше содержится вода, которая не находится в непрерывной связи с водой нижних слоев, а представлена отдельными отрывками (наименьшая влагоемкость).

Рене д’Андримон различает воду капиллярную, пленочную и микропоровуюК Капиллярная вода видима глазом, пленочная же, представленная тонкими оболочками, окружающими частицы почвы, невидима. Тем не менее она способна передвигаться в капельно-жидком состоянии и даже передвигать в растворе соли. Передвижение пленочной влаги доказывается следующим опытом De-Heen: берут цилиндрическую стеклянную трубку, согнутую в нижнем конце U-образно и оттянутую в узкую трубочку, через которую выходит воздух. В нижнюю часть трубки помещается небольшой слой песка, выше которого насыпается значительный слой сухого глинистого порошка. Если на поверх-^[4]

ность последнего налить некоторое количество воды, то она смочит в видимой для глаз форме только верхний слой глинистого порошка, остальная же часть его останется на вид сухой. Через некоторое время однако в песке появляется видимая вода. Таким образом значительная часть глинистой колонны была пройдена водой незаметно для наблюдателя. Рене д’Андримон считал, что вода передавалась в глинистом порошке от более толстых к более тонким пленкам. Позже, однако, отвечая на сделанные ему возражения, Рене д’Андримон говорил, что пленочное состояние — только fagon de parler для характеристики воды, которая отличается от воды, заполняющей все пустоты песка.

Раманн (в 1911 г.) различал в почве:

• 1) гигроскопическую воду, связанную сильным притяжением поверхности почвенных частиц. Количество ее находится в зависимости от температуры и упругости водяных паров воздуха;
• 2) капиллярную воду;
• 3) прочно связанную (Haftwasser), удерживаемую притяжением (абсорбцией) почвенных частиц и находящуюся под влиянием сил, превышающих силу земного притяжения, и
• 4) опускающуюся воду (Senkwasser), которая повинуется силе тяжести и может просачиваться. Американцы называют эту воду гравитационной. Ее количество в почве меняется в зависимости от времени, прошедшего с момента выпадения осадков, величины почвенных зерен, способа их расположения и содержания коллоидов.

Не останавливаясь на работе Versluys (1916 г.), переходим к интересным исследованиям George Boyoucos, применившего физико-химические методы для изучения почвенной воды. Изучая прежде всего депрессии точек замерзания почвенной воды, исследователь пришел к заключению, что вода существует в почвах в следующих состояниях:

Свободная вода — это та, которая легко замерзает при переохлаждении почвы до -1,5° Ц.; капиллярно поглощенная вода замерзает в промежутке между -1,5° Ц. и -78° Ц. и связанная вода не замерзает даже при температуре -78.

Определяя с помощью дилатометра расширение объема при разных температурах замерзания и зная коэффициент расширения воды, можно вычислить количество воды в почве, соответствующее каждому из упомянутых состояний.

Лебедев в своей новейшей работе (1919 г.) допускает три состояния воды, а именно:

1) гигроскопическая вода, которая, согласно теории Родевальда, соответствует тому состоянию увлажнения, когда частицы почвы окружены водяной пленкой, состоящей из одного ряда молекул;

• 2) молекулярная вода, представляющая то дополнительное количество влаги, которое, сверх гигроскопической воды, может быть удержано частицами почвы с помощью молекулярных сил, и
• 3) гравитационная вода, подчиненная действию силы тяжести; позже он отметил деление гравит. воды на: а) капиллярную, б) подвешенную и в) в состоянии падения.

Если в почве содержится воды не более того количества, которое отвечает максимальной гигроскопичности почвы, то эта вода в жидком виде передвигаться неспособна; она движется лишь в парообразном состоянии. Такое заключение делается на основании следующего опыта. Если в параффинированную внутри стеклянную пробирку поместить две порции почвы с разной влажностью, не превышающей, однако, максимальной гигроскопичности данной почвы, и эти две порции изолировать друг от друга при помощи параффинированных металлических сеток, то капельно-жидкая влага из одной порции в другую перейти не может, так как сетки не смачиваются водой. Однако наблюдения показывают, что обмен водой между порциями разной влажности идет, и этот обмен нужно поставить за счет перемещения водяных паров из более влажной почвы в менее влажную.

Что касается молекулярной воды, то она удерживается теми же силами, что и гигроскопическая, но уже несколько слабее. Эта вода передвигается уже в жидкой форме от более влажных участков почвы к менее влажным, независимо от того, приходится ли ей двигаться сверху вниз, или снизу вверх.

Для того чтобы определить количество этой воды, Лебедев пользуется различными методами. Так, например, если взять, вертикальную песчаную колонну, помещенную в цилиндрической стеклянной трубке и имеющую высоту в 200 см, и, увлажнив ее водой в избытке, дождаться, когда вода стечет, то в верхней части колонны окажется 1,95% воды. Это количество слагается из гигроскопической воды, которой в данном песке имеется 0,33%, и воды молекулярной. Таким образом, в пределах между 1,95 и 0,33% (первую величину Лебедев называет максимальной смачиваемостью) жидкая вода передвигается в песке под влиянием молекулярных сил. Можно получить приблизительно такие же результаты, если влажный песок подвергнуть центрофугированию при 2000 оборотах центрофуги в минуту. Такой прием был рекомендован еще в 1908 г. Бриггсом и Мак-Леном.

Количество воды, которое может быть удержано почвой с помощью молекулярных сил, Лебедев называет наибольшей молекулярной влагоемкостью. Это, повидимому, почти то же, что Коссович называл наименьшей влагоемкостью. Как мы видели выше, для песка эта величина колеблется около 2%, у почв же суглинистых и глинистых она может достигать 15% и более. Отсюда ясно, что-то количество воды, которым у глины измеряется наименьшая влагоемкость, для песка может быть больше, чем наибольшая его влагоемкость. Поэтому, если песок будет подстилать глину, содержащую воду в количестве, отвечающем ее наименьшей влагоемкости, то, переходя в сухой песок, эта вода увлажнит его в такой степени, что песок сделается мокрым, т. е. все промежутки между зернами песка будут заполнены водой (сравни опыт De-Heen'a). Такого рода явления нередко наблюдаются и в природе, если в глине встречаются прожилки или гнезда песка или вообще более грубозернистого материала.

Если почва содержит большее количество воды, чем-то, которое соответствует ее наибольшей молекулярной влагоемкости, то это количество воды движется сверху вниз под влиянием силы тяжести, а потому такая вода называется гравитационной.

Если взять трубки разной длины и, наполнив их песком, пропускать сквозь них воду, а затем прекратить ток воды и, поставив трубки вертикально, дать избытку воды стечь, то в трубках устанавливается определенное равновесие, а именно: нижние части песчаных колонн (О—20 или 0—30 см, в зависимости от величины зерна песка) имеют большую влажность, не достигающую, однако, у высоких колонн величины полной или наибольшей влагоемкости. Выше идет переходная зона со значительно меньшим количеством воды, а над ней количество влаги на значительном протяжении сохраняется более или менее постоянным, отвечающим величине максимальной смачиваемости. Влажность нижних горизонтов песка остается довольно постоянной (14—16%), независимо от длины (1, 2, 3 метра). Лебедев отмечает, что «большая влажность нижней зоны высоких песчаных колонн обусловливается поверхностным давлением водяной пленки, образующейся на нижней поверхности песка и удерживающей столб воды, высота которого равна высоте капиллярного поднятия воды в той же породе»^[5].

Если вместо песка взять лесс, то в общем получится та же картина, но опыт протекает очень медленно, и в трубках до 3 метр, длины нельзя еще получить верхней зоны постоянной влажности; для этого нужны более высокие трубки. В трехметровых трубках нижняя зона имеет влажность 34,52%, а верхняя — 26,50% (на высоте 290 см влажность была 21,41%).

Если к песчаной колонне высотой в 10 см, в которой установилось равновесие, прилить сверку некоторое количество воды, то такое же количество воды немедленно вытечет из трубки. В этом случае не происходит, однако, стекания прилитой воды, а последняя нарушает лишь равновесие, передавая давление нижним слоям, которые и отдают свою воду. Это доказывается тем, что прибавленный к приливаемой воде LiCl остается на поверхности песка колонны.

Повторив такой же опыт с колонной в 2 метра, Лебедев заметил, что в этом случае стекание прилитой воды" началось лишь через 17 час. 50 мин., при чем прилитая вода прошла всю верхнюю зону и, лишь дойдя до переходной зоны, стала передавать дальше давление. В этом можно было убедиться, прибавив к воде LiCl, присутствие которого было затем обнаружено во всей верхней зоне постоянной влажности, тогда как в переходной и нижней зонах его не оказалось.

Из опытов Лебедева выяснилось также, что общее количество воды, задерживаемое высокими, колоннами песка, меньше, чем-то, которое задерживают менее высокие колонны. Так, колонна высотой в 50 см задерживает 107,71—113,15 куб. см воды, а колонна в 30 см — 125,67— 127,78 куб. см. Таким образом, если приготовить две колонны сухого песка — одну в 30, а другую в 50 см (разумеется, одинакового диаметра) и налить на обе по 120 куб. см воды, то из колонны в 30 см вода не вытечет, а из колонны в 50 см вытечет. Этим можно объяснить, почему в опытах Головкинского (см выше) из длинного лизиметра вытекало больше воды, чем из короткого. Аналогичные явления установлены многолетними наблюдениями Ротэмстедской опытной станции (Англия) и наблюдениями Вельбеля на Плотянской опытной станции.

Переходя от экспериментальных исследований к явлениям, наблюдающимся в природе, остановимся прежде всего на циркуляции в почве парообразной влаги.

Из данных Лебедева выясняется, что в почве существуют как суточные, так и сезонные передвижения влаги в парообразном состоянии. Эти передвижения зависят от изменения упругости водяных паров на разных глубинах.

Первые, т. е. суточные передвижения совершаются в поверхностных горизонтах почвы, а сезонные распространяются на всю ее толщу. В течение лета на глубине 20 см упругость водяного пара почти всегда ниже, чем на глубине 10 см, откуда следует, что парообразная влага, дошедшая до глубины 20 см, уже не может возвратиться в верхние горизонты почвы. Таким образом, поверхностный горизонт почвы является местом, где происходит и термическая, и молекулярная конденсация водяных паров.

Что касается сезонных передвижений парообразной влаги, то здесь дело обстоит таким образом: летом вода из корнеобитаемого слоя должна передвигаться как в атмосферу, так и в глубь грунта. Весной и осенью, когда упругость водяных паров на различных глубинах почвы выравнивается, передвижение паров идет очень слабо. Зимой водяные пары движутся из глубоких горизонтов почвы в поверхностные.

В слое с постоянной годовой температурой летом, по мнению Лебедева, должно происходить образование жидких вод насчет водяных паров, текущих к этому слою сверху и снизу. «Эти воды могут питать грунтовые воды верхнего горизонта полностью или отчасти, в зависимости от климата и геологических особенностей районов».

Передвижение молекулярной влаги в природе играет очень большую роль, при чем такое передвижение совершается очень медленно, и так как оно идет от более влажных слоев к менее влажным, то может направляться как сверху вниз, так и снизу вверх.

В однородном грунте, влажность которого не превышает величины максимальной молекулярной влагоемкости, гидростатическое давление, возникающее при увлажнении этого грунта сверху, не передается через слои, имеющие указанную влажность. Если же влажность грунта больше величины максимальной молекулярной влагоемкости, то гидростатическое давление передается из одних слоев в другие.

В силу сказанного, если в однородном грунте установилось равновесие, то увлажнение поверхностных горизонтов вызовет прежде всего просачивание воды до того слоя, влажность которого выше максимальной молекулярной влагоемкости, после чего и ниже этого слоя равновесие нарушится.

Вода гравитационная в природе может быть наблюдаема, повидимому, в заметных количествах преимущественно в верхних горизонтах почвы. На некоторой глубине, зависящей от механического состава почвы, она переходит в воду молекулярную. Даже при неглубоко стоящей грунтовой воде и при хорошо проницаемых для воды грунтах можно найти на некоторой глубине слой, который имеет в течение года почти постоянную и притом невысокую влажность.

Так, например, в супесчаной подзолистой почве Лесного Института, где, по данным Любославского, за 15 лет уровень грунтовой воды, в среднем за год, находился на расстоянии 141 см от поверхности (наивысшее стояние в мае 1903 г. — 84,2 см, наинизшее — в марте 1902 г.), на глубине 60 см имеется слой почвы, сохраняющий в течение года почти одинаковую влажность, в среднем равняющуюся 4,32%. Повидимому, эта влажность немногим отличается от величины максимальной молекулярной влагоемкости. И это наблюдается, несмотря на достаточное количество атмосферных осадков и благоприятные условия для просачивания влаги.

При меньших количествах осадков, большей глубине уровня грунтовых вод и меньшей водопроницаемости почвы горизонт постоянной в течение года влажности должен быть мощнее. И действительно, исследования Высоцкого в Велико-Анадоле показывают, что там глубже 4 м на протяжении почти десятка метров влажность (15—16%) держится более или менее постоянной круглый год. Приведенная величина влажности для суглинистого грунта, повидимому, также не очень далека от максимальной молекулярной влагоемкости.

Перейдем теперь к более детальному обсуждению вопросов о влагоемкости почвы, ее водоподъемной способности и водопроницаемости.

Величины наибольшей влагоемкости зависят прежде всего от механического состава почвы, как это можно видеть из следующих данных Вольни:

Присутствие в почвах коллоидных частиц (напр., гумуса) сказывается резко на величине влагоемкости. Из работы Качинского заимствуем следующие цифры для подзолистого суглинка Московской губ.:

Для наименьшей влагоемкости (максимальной молекулярной) значение механического состава, в частности количества суспензий и коллоидов, еще более заметно, так как величина поверхности частиц очень сильно возрастает по мере уменьшения их размеров.

Влагоемкость почвы понижается при повышении температуры (Ульрих) у почв, небогатых гумусом; у гумусных же наблюдается обратное явление. О величинах этих изменений можно судить по следующим данным:

Замерзание понижает влагоемкость почвы (Сакс, Габерландт), при чем это явление имеет преходящий характер для тех почв, которые легко могут быть превращены в рассыпчатую массу (грубозернистые, богатые песком), и длительный характер для почв, склонных к образованию комочков (тонкозернистые, глинистые).

Содержание солей в почвах также оказывает влияние на величину влагоемкости (весовой). По данным Ульриха, гидраты и угле-соли щелочей понижают влагоемкость, нитраты, хлориды и едкая известь повышают ее, а сернокислые соли не обнаруживают заметного действия.

Наконец, влагоемкость почвы изменяется под влиянием сотрясения (Пухнер), что следует иметь в виду при определениях влагоемкости.

Вопрос о водоподъемной способности почв не может считаться освещенным до конца. Нам известно, например, до какой: предельной высоты может подниматься вода в грунте и почве, так как большинство опытов ограничивалось колоннами почвы в 1, 2 и не более 3 метров.

Так, в одном опыте Коссовича с южно-русским лессом выяснилось, что в течение года вода поднялась на высоту несколько более сажени; из опытов Лебедева можно сделать заключение, что вода в лессе может подниматься до 3 метров, но является ли эта высота предельной, неизвестно. Коссович полагал, что в плотных, мелкозернистых почвах вода может подняться, хотя и очень медленно, до 3 сажен. Некоторые наблюдения говорят, что в черноземной полосе недренированные районы, имеющие воду на глубине 5—6 метр, никогда не страдают от засухи. Если эти наблюдения правильны, то можно думать, что на такую высоту вода действительно может подниматься, и притом в количествах, достаточных для поддержания жизни растений. Можно думать, что пока наша степь не была так изрезана оврагами, как это наблюдается теперь, грунтовые воды ее стояли значительно выше и давали достаточное количество влаги для питания степной растительности, даже в годы, небогатые атмосферными осадками. Коссович вычисляет, что для доставления десятине овса достаточного количества воды для суточного производства 2,5 пуд. сухого вещества, на десятину в сутки нужен слой воды в 1,5 мм. Из опытов Кинга видно, что, при нахождении воды на глубине 1,2 м, она подается к поверхности почвы за сутки в количестве 4,5 мм. Насколько уменьшится это количество при понижении уровня грунтовой воды на 2,3 и более метров, теоретически вычислить нельзя, а опытных данных в этом направлении пока нет. Необходимо при этом иметь в виду, что не вся вода, поднимающаяся к поверхности, доступна для растений. Обычно считают, что растения не могут использовать воду, количество которой равно двойной максимальной гигроскопичности почвы (Богданов).

Высота и скорость поднятия воды зависят в значительной степени от механического состава почвы. В почвах крупнозернистых вода вначале поднимается скорее, чем в мелкозернистых, но затем отстает. Это видно из следующих данных (Мейстер), где высота поднятия выражена делениями в 1/2000 фута (на такие части были разделены однофутовые трубки, употребленные в опытах).

Отсюда ясно, что почвы зернистых структур должны поднимать воду медленнее, чем бесструктурные, и это ясно видно из следующих данных Вольни:

Понятно также, что плотные почвы поднимут воду выше, чем рыхлые, но скорость этого поднятия находится в зависимости от характера почвы, степени уплотнения и высоты поднятия воды.

Во влажных почвах вода поднимается выше, чем в сухих, что видно из следующих цифр (Вольни):

* Эта величина соответствует максимальной гигроскопичности данной почвы, следующие же величины, вероятно, находятся в пределах максимальной молекулярной влагоемкости.

Цифры показывают, что между воздушно-сухой почвой и почвой с максимальной гигроскопичностью разницы почти нет или она крайне ничтожна. Из тех же цифр следует вывод, что опыты в лаборатории с воздушно-сухими почвами не дают возможности заключать, как будет итти дело в природе. Поэтому желательно ставить опыты с почвами, содержащими влагу в несколько больших количествах, чем те, которые соответствуют максимальной гигроскопичности испытуемой почвы.

Наконец необходимо отметить, что на скорость поднятия воды влияют соли. По данным Вольни, в наибольшей степени замедляют поднятие NaCl и NaN0₃, за ними идет K₂S0₄, (NH₄)₂S0₄, и наименьшее замедление оказывает КН₂Р0₄. Все эти соли прибавлялись к почве в количестве 0,3%. Увеличение концентрации NaCl с 0,3% до 1% значительно сказывается на замедлении поднятия.

Эти явления связаны, несомненно, с изменением степени дисперсности почвенных суспензий и коллоидов под влиянием солей.

Более новые исследования Briggs’a и Laphan’a приводят к заключению, что слабые растворы солей вообще не увеличивают поднятия почвенной воды; концентрированные же или насыщенные растворы всех солей заметно понижают поднятие, что, по мнению исследователей, стоит, главным образом, в связи с плотностью растворов. Углекислый натрий заметно отличается от других солей большим поднятием, что зависит отчасти от обмыливания следов жира, встречающегося на поверхности почвенных частиц. То же наблюдается по отношению к гидролизирующимся боратам и фосфатам.

Повидимому, и здесь дело — в изменении дисперсности.

Вопрос о просачивании воды в почву также достаточно сложен прежде всего потому, что просачиваться может как гравитационная вода, так и молекулярная.

Поскольку речь идет о первой, дело обстоит проще, и, повидидому, здесь можно ограничиться теми выводами, которые были сделаны Зеельгеймом.

Этот исследователь пользовался в своих опытах песком, глиной и мелом. Все названные вещества подвергались предварительной очистке и вносились в стеклянные трубки небольшими порциями и в увлажненном состоянии, чтобы в промежутки между частицами не попадал воздух. Выводы Зеельгейма таковы:

• 1. Количество просачивающейся воды, при прочих равных условиях, для всех упомянутых веществ пропорционально давлению воды, находящейся как над фильтрующим слоем, так и в нем самом.
• 2. Количество просачивающейся воды пропорционально высоте того слоя, сквозь который она проходит.
• 3. Повышение температуры увеличивает количество просачивающейся воды.
• 4. Количество просачивающейся воды приблизительно пропорционально квадрату радиуса зерен (для песка).

• 5. Если употреблялись два слоя песка, состоявшие из зерен разного диаметра, то количество проходившей воды находилось в зависимости от слоя тонкозернистого, все равно, проходила ли вода сначала сквозь грубозернистый песок, а потом сквозь тонкозернистый, или наоборот.
• 6. При смешении зерен песка различной величины наблюдаются два случая: если разница в размере зерен не так велика, чтобы более мелкие зерна могли умещаться в промежутках между более крупными, то проходящие количества воды дают средние величины из тех количеств, которые проходят через каждый слой смеси в отдельности. Если же мелкие зерна умещаются между крупными, то получаются величины, близкие к тем, которые характеризуют мелкий песок.
• 7. Каждой породе свойственна особая константа (величина трения), от которой зависят количества проходящей воды, при прочих равных условиях.
• 8. Количества просачивающейся воды находятся в зависимости от содержания воды в породе. Так, глина с небольшим количеством воды почти непроницаема, при увеличении же количества воды в глине ее проницаемость возрастает.

Последний вывод легко понимается, если принять, что фильтрация гравитационной воды начинается лишь после того, когда глина связала всю молекулярную воду, какую могла связать.

Понятно также, что если ставить опыты с сухими почвами или с почвами, не насыщенными водой до полной молекулярной влагоемкости, то можно получить иные результаты, чем получил Зеельгейм, так как эти результаты будут зависеть не только от передвижения гравитационной воды, но и молекулярной. Может быть этим следует объяснить расхождение в выводах, которые получились у Величковского и Вольни, по сравнению с Зеельгеймом.

Следует также отметить, что проницаемость почв и рыхлых горных пород изменяется в зависимости от направления, в котором просачивается вода. Опыты Б. Б. Полынова показали, что в некоторых случаях лессовидные суглинки в горизонтальном направлении обнаруживают более высокую водопроницаемость, нежели в вертикальном. Исследователь склонен причиной этого считать тонкослоистое или даже скрытослоистое строение. Интересно, что такое же явление обнаруживается в уплотненных горизонтах некоторых солонцеватых почв.

В результате всех рассмотренных выше сложных взаимоотношений между почвой и водой создается определенная влажность почвы, которую чаще всего и изучают для знакомства с водными свойствами почв и для различных соображений практического характера.

Такого рода изучение может повести к надлежащим выводам, как справедливо указывает Качинский, если влажность каждого почвенного горизонта исследуется отдельно, что особенно важно для почв с резко дифференцированными горизонтами, как подзолистые солонцевые и пр. Там, где горизонт отчетливо распадается на подгоризонты, следует особо изучать каждый из них. То же нужно сказать и о грунтах, если они неоднородны во всей своей массе по механическому составу.

Изучая влажность горизонтов почвы, необходимо одновременно определять их влагоемкость (полную) и максимальную гигроскопичность. «После внесения поправок на максимальную гигроскопичность по отдельным подгоризонтам, картина увлажнения почвы может резко измениться и предстать в ином виде, нежели это казалось по абсолютным данным влажности» (Качинский).

Чтобы сказанное сделать яснее, приведем несколько определений Качинского, относящихся к горизонтам и А₂ подзолистой почвы.

Из сообщенных данных видно, что «в то время, как влажность подзолистого горизонта (А₂) в 21,9% является оптимальной^[6], влажность Aj в 23,2%, при одинаковом количестве физиологически усвояемой воды с подгоризонтом А₂, составляет только 33,1% от полной влагоемкости и, конечно, не является оптимальной».

Качинский рекомендует для возможности сравнения по подгоризонтам физиологически усвояемой воды вносить поправку на влагоемкость таким образом, чтобы привести физиологически усвояемую воду к какому-нибудь одному подгоризонту, влагоемкость которого принимается за единицу. Для этого количество физиологически, усвояемой воды данного горизонта делят на отношение влагоемкостей подгоризонтов приводимого и того, к которому приводят.

Таким вычислением Качинский получил нижеследующие данные для распределения физиологически усвояемой растениями воды в четырех обследованных им пунктах с подзолистыми почвами.

* Отрицательные величины показывают, что абсолютная влажность меньше двойной максимальной гигроскопичности.

Не имея возможности входить здесь в рассмотрение тех данных, которые в отношении влажности почв получены для различных пунктов республики, отметим работы Тюремнова для предкавказского выщелоченного чернозема, Ротмистрова для окрестностей Одессы, С. Чаянова для пустынной степи Казахстана (Темирское опытное поле) и особенно работы Дояренко и его школы.

Необходимо отметить здесь, что почвенная вода встречается и в твердом виде, в форме постоянной мерзлоты («вечной мерзлоты»). Явление постоянной мерзлоты широко распространено в Восточной Сибири и Дальневосточном крае, а также, и в Якутской республике.

Глубина залегания мерзлоты зависит от рельефа местности, от механического состава почвы, от степени ее влажности и от характера растительного покрова.

В связи с мерзлотой стоит целый ряд своеобразных явлений, наблюдаемых как по отношению к изменениям форм рельефа, так и по отношению к процессам почвообразования. Широко распространенное в северной части Амурской области развитие наледей (по местному тарынов), образование бугров, развитие плывунов и их перемещение по склонам — суть явления, так или иначе изменяющие местный рельеф. Образование гумусовых и минеральных иллювиальных горизонтов, периодические явления в жизни местных заболоченных почв (чередование восстановительных и окислительных процессов), все это также стоит в связи с мерзлотой, глубиной ее залегания и глубиной оттаивания в летние периоды. Отмечается, наконец, влияние мерзлоты на физические свойства почв и на коллоиды почв (Вольни, Эренберг, Митчерлих, Иогансон).

Происхождение почвенной и грунтовой воды

Бараков П. «Почвоведение», 1908, № 3.

Близнин Г. Труды В-Экон. Общ. 1890, № 3.

" Метеоролог. Вестник, 1892, № 7.

" Труды Метеоролог. Сети юго-зап. России. Одесса, 1896.

Bouyoucps G. Michig. Agr. Exp. Sta. Techn. Bull. 31,1916; Bull. 36,1917; Bull. 42, 1918; Soil Science. 1921, 1922; Journ. of Agric. Res., Vol. VIII, 1917; Vol. XX, 1921. De-Heen. Acad, des Sciences (Belgique), 1904, № 1, p. 63—65.

Dobeneck A. ‘ Wollny’s-Forschungen, Bd. XV, S. 163—228.

Ebermayer. Wollny’s-Forschungen, Bd. XIII, S, 1—15.

Головкинский. Наблюдения над осадками в почве. Симферополь, 1896. Haedicke. Gesundheits-Ingenieur, 1908.

Hann. Zeitschr. d. Osterreich. Gesellsch. f. Meteorol., Bd. XV, 1880.

Heiden. Denkschrift zur Feier des 25 jahrig. Bestehens d. agric.-chem. Versuchstat. Pommritz. Hannover, 1883.

Heinrich. Grundlagen zur Beurteilung d. Ackerkrume, 1882.

Hilgard. Wollny’s-Forschungen, Bd. VIII, S. 93—100.

Кейльгак. Ежегодн. по геолог, и минер. России, т. V в.4—5, 1202. Подземные воды и источники. Перев. под ред. П. Отоцкого. Юрьев, 1914.

Kng В. A. Jounr. of Agric. Science, 1920, 10.

Kohl E. Ueber den Ursprung der Quellen. Leipzig, 1884, реф. Горн. Журн. 1885. Kohler, Journ. f. prakt. Geologie, XVIII Jahrg., Januar, 1910.

Козырев А. Грунтов, воды Кокчетавского, Акмолинского и Атбасарского у. Акмолин. области. Изд. Отд. Зем. Улучш. Г. У. 3. и 3., 1907.

Костычев. Почвы черноземной области России, 1886.

Кузнецов. Труды В.-Экон. Общ. 1903, № 1 и 2.

Лебедев А. Роль парообразной воды в режиме почвенных и грунтовых вод. Тр. по C.-Хоз. Метеорол., вып. XII, 1913.

Лебедев. Передвижение воды в почвах и грунтах. Рост. н/Д. 1919; Бюлл. Почвов., 1926.

" Почвенные и грунтовые воды. 1930.

Левин. К. Вести. Сарат. Отд. Русск. Технич. Общ., 1910.

Liznar. Gaea, Bd. XVII. 1881.

Любославский, Г. Изв. Лесного Инстит., вып. XIX, 1909.

Mayer. Ad. Die Bodenkunde. 1901; Ftihling’s landw. Zeitung, 24 Jahrg. 1875. Марченко. Дневник Xll съезда русск. естеств. и врач., № 8.

Mezger. Gesundheits-Ingenieure, 1906 u. 1908; Journ. f. Landw., 1921, 69. Mohr. Gaea, Bd. XIV, 1878.

Нестеров. Журн. On. Агрон, 1910.

Нефедов Г. Сельскохоз. пестн. Юго-Востока, 1915, № 13—15.

Novack. Vom Ursprung der Quelle, 1879.

Novak Zemedelskij Archiv. Praga, 1918. 9.

Никитин С. Грунтовые и артезианские воды на русской равнине, СПБ., 1900. Оппоков Е. «Почвоведение», 1900, № 4.

Отоцкий Гидрологии. Вести. № 1, 1915.

Отоцкий. «Почвоведение», 1915, № 3, 1916, № 3—4.

Rene dAndrimont. La science hydrologique, ses methodes, ses recents progres, ses applications. Paris et Liege, 1906.

" «Journ. de la Soc. centrale d’agricult. de Belgique, T. XIV, № 9.

Juin, 1907.

" «Ann. de la Soc. geolog. de Belgique, t. XXXI, Memoires, t. XXXIII, Mdmoires.

" «Bull, de la Soc. beige de Geologie etc. T. XIX, 1905.

Schloesing. Comptes rendus. T. XCIX, p. 215.

Зибольд. «Почвоведение», 1904, № 4.

Sikorski. Wollny’s-Forschungen. Bd. IX, 1886, S. 413 ff.

Sonntag J. u. Jarz K. Gaea, Bd. XVI, 1880, Bd. XVII, 1881.

Сперанский и Крашенинников. Журн. On. Агрон., 1907, кн. 3.

Широких П. Журн. Сельск. Хоз. и Лесов., 1893, т. 189.

Versluys J. De capiliaire Werkingen in den bodem. Amsterdam, 1916.

Volger O. Zeitshr. d. Vereins deutsch. Ingenieure,. XXI, 1877.

Wilhelm. Der Boden u. das Wasser. 1861.

Wollnys Forschungen, Bd. IV, 1881; Bd. XI, 1888.

Испарение воды с земной поверхности

Briggs. U. S. Depart, of. Agric. Field operations of the division of soils. Report № 64. Davy M. Journ. d’agricult. pratique. 1886,1, 857.

Eser. Wollny’s-Forschungen, Bd. VII, 1884.

" Untersuchungen iiber den Einfluss der physikal. u, chemisch. Eigenschaften d. Bodens auf dessen Verdunstungvermogen. Inaugural.-Diss. Erlangen, 1884. Haberlandt. Zentralbl. fur die gesammte Landeskultur, 1866, S. 421.

Hellriegel. Grundlagen des Aekerbaues, 1883.

Johnson. Ann. Rep. of the Connecticut agricult, experim. station for 1877 and 1878. Кравков С. Матер, по изуч. русских почв. Вып. XI, 1898.

Лоске Э. Сельскохозяйственная метеорология. Юрьев, 1908.

Mascart. Comptes rendus, Т. LXXVI.

Masure. Annales agronomiques, 1880, T. VI, p. 441.

Meister. Physik. Eigenschaften d.'Erdarten, 1857.

Nessler. Agronom. Zeitung, 1868, S. 117.

Оппоков E. «Почвоведение», 1901, crp. 325—348; 1905, crp. 119—141. Пухов. Русское сельское хоз. 1872, т. XI и XII.

Risler. Journ. d’agriculture pratique, 1869, t. II, p. 365.

Schulze F. Beobachtungen iiber die Verdunstung im Sommer 1859. Rostock, 1860. Schumacher. Fuhling’s neue landw. Zeitung, 1872—73.

" Physik des Bodens, 1864.

Черняк. Журн. сельского хоз. и лесов. 1879, 287—305.

Vogel. Sitzungsber. d. kgl. bayer. Akad. d. Wissensch. II Klasse, Bd. X, Abt. 2. Wilhelm. Allgem. land u. forstwirthsch. Zeitung, 1867,1, S. 31.

Власов. «Почвоведение», 1910, № 2.

WoIIny’s Forschungen, Bd. V, 1882. Bd. XVI, 1893, S. 172, Bd. XVIII, 1895. Zeithammer. Biedermann’s Zentralblatt, 1878.

Гигроскопичность и влагаемкость почвы

Briggs and Me. Lane Exp. Stat. Record, 19, 1908, p. 426.

Haberlandt. Landw. Versuchstat. Bd. VIII, p. 458.

Heinrich. Wollny’s-Forschung. Bd. IX, 1886, p. 259.

Hilgard. Wollny’s-Forschung. Bd. XV. 1892.

King. Tenth annual rep. agric. stat. Univ. Wisconsin, 1894.

Коссович. Журн. опыта, агр., 1904, кн. 5,.

Liatsikas N. Intern. Mitt. f. Bodenkunde. 1924. H. 3—6 (литература).

Локоть. Влажность почвы в связи с культурн. и климатич. условиями. Киев, 1904.

Mayer. Landw. Jahrbucher. 1874, III, S. 753.

" Wollny’s-Forschungen. Bd. XIV, 1891, S. 254.

Schmidt. Wollny’s-Forschungen. Bd. XIV, 1891, S. 267.

Treuller. Landw. Versuchstation. 1871, 6d. XIV. Ulrich. Wollny’s-Forschungen, Bd. XIX, 1896.

Урбанович. Мат. по изуч. русских почв.

Wicke W. Journ. fur Landw., 1862, S. 367.

WoIIny’s Forschungen, Bd. V, 1882, Bd. VIII, 1885, H. 3 u. 4, Bd. IX, 1886, S. 361.

Водоподъемная способность почвы

Edler. Die kapillare Leitung des Wassers in durch den Schoneschen Schlammapparat abgeschiedenen hydraulischen Werten. Inaug.-Diss. Gottingen, 1882.

King. Annales agronomiques. 1896.

Klenze. Landw. Jahrbucher, Bd. VI, 1877, S. 33 (литература).

Liebenberg. Wollny’s-Forschungen, Bd. I, 1872; Inaug.-Diss. Helle, 1872. Versluys I. De capillaire werkingen in den bodem. Amsterdam, 1916.

Meister. Iahresber. f. Agrikulturchemie, 1859—60.

WoIIny’s Forschungen, Bd. II, H. 4. u. 5.

Водопроницаемость почвы

Бараков П. Труды В.-Экон. Общ. 1898; прилож. к книге II.

King. Ninetieth Arin. Rep. U. S. Geol. Survey, 1897—1898, p. 59—294; реф. в «Почвоведении», 1900, стр; 213.

Кравков С. Труды Оп. Леснич. 1901 г., Деркульское леснич.

Никитин С. Бассейн Днепра, 1897.

Павлов Е. Изв. Горского Политехнич. Института, 1922 г. № 1.

Полынов Б. Б. Извест. научн. Мелиор. Инст. вып. XVIII, Ленинград, 1929. Rabozde, Bull, de la Soc. beige de gdologie, II Serie, t. VI, 1902.

Seelheim. Archives neerlandaises de sciences exactes et naturelles. T. XIV. Spirhanzl J. Zemedelsky Archiv. Praha, 1924.

Spring. Ann. de la Soc. geolog. de Belgique, t. XXVIII, 1901, t. XXIX, 1902. Welitschkowzky. Arch. f. Hygiene, Bd. II, 1884.

Wollny’s Forschungen, Bd, XIV, 1891.

Влажность почвы

Gorz. Intern. Mitt. f. Bodenkunde, 1924. H. 1—2.

Измаильский. Влажность почвы и грунтовая вода. Полтава, 1891. Качинский Н. О влажности почвы и методах ее изучения. Москва, 1924. Ротмистров. Журн. Оп. Агрон., 1904, кн. V.

Тюремнов С. Тр. Кубан. С.-х. Инстит. т. I, вып. 2. 1924.

Чаянов С. Отчет по Темирскому опытному полю 1907—1908. СПБ. 1910; Журн. Оп. Агрон. 1911, т. XII, кн. 3.

Постоянная мерзлота почвы

Аболин Р. Зап. Читйн. Отд. Приамур. И. Р. Г. О., вып. IX. 1913.

Ehrenberg Р. Die Bodenkolloide, III Aufl., 1922, S. 127—172.

Филатов M. Труды почв.-ботан. эксп. Почв, исслед. 1908 г., вып. 9.

Hamberg A. Stockholms geol. foren. fochandl. Bd. 37. H. 5. 1915.

Hellaakoski A. Havaint. oja jaatymisilmioi den geomorfologisesta vaikutuksesta. Helsinki, 1912.

Hesselman H. Skogsvardforen. tidskr., 1907, S 37.

Hogbom B. Bull. Geol. Inst, of Upsala. Vol. 12, 1914.

Iohansson S. Sveriges geologiska undersokning. Serie C, № 256.

Kokkonen P. Acta forestalia fennica, 30, 1926.

Квашнин-Самарин H. Матер, по изуч. русск. почв, вып. XX. 1911. Mitscherlich A. Fuhlings landw. Zeit. 1902.

Никифоров К. «Почвоведение», 1912, № 2.

Половинкин. К вопросу о так называемой вечной мерзлоте. Чита, 1922. Полынов Б. Б. Жури. Землеведение. 1910 г. кн. III.

Прасолов Л. «Почвоведение», 1911, № 4.

Прохоров Н. редак. Труды Амурской экспедиции, вып. XIV, СПБ., 1913. Sapper К. Intern. Mitteil. f. Bodenkunde, 4. 1914.

Сумгин. Вечная мерзлота Почвы в пределах СССР. 1927, Владивосток. Wollny Е. Forsch. a. d. Geb. der Agrikulturphys., Bd; XX, S. 439—468. Шостакович В. Б. Природа. 1916. 5—6.

Ячевский Л. Изв. Р. Геогр. Общ., 1889, вып. 5.

• [1] Это положение встречало, однако, возражение в том смысле, что теплота моглатеряться лучеиспусканием, часть ее могла тратиться на биологические и химическиепроцессы (Зонтаг, Ярц).
• [2] Мы не останавливаемся над данными Лебедева относительно водоносности прибережных дюн у Анапы, данными, которые, по его мнению, способны подтвердить происхождение грунтовых вод помощью конденсации водяных паров. Вопрос о таких пресныхводах приморских дюн имеет уже историю в бельгийской литературе и может решатьсяи иным путем. См. Rene d’Andrimont: Bull, de la Soc. beige de geologie etc. T. XIX, 1905;Ann. de la Soc. geolog. de Belgique XXXII, 1905 t. XXXIII, 1906 и др. работы того же автора, а также К. Pennink’a. Over de beweging van grondwater De Ingenieur, № 30, 1905.
• [3] Вопрос о влиянии леса на испарение и накопление влаги будет рассмотрен особо.
• [4] Точнее он говорит о следующих состояниях: «etat capillaire», «ёсаг intermediaire»,(относительная влагоемкость Коссовича), «etat pelliculaire» (пленочная) и «etatapparemment see».
• [5] Аналогичные опыты см. у Вольни, Кинга, Рене д’Андримон.
• [6] Оптимальной для растений влагой считают количество влаги, равное 60% полнойвлагоемкости почвы.