Лекція №5. Ґрунтовий розчин

1. Грунтовий розчин: методи виділення та характеристика

Рослини засвоюють поживні речовини в формі солей, розчинених в рідкій фазі грунту, тобто в грунтовому розчині. В грунтовий розчин вони потрапляють з мінералів при вивітрюванні, з розкладених органічних решток, в результаті внесення в грунт різних меліоруючих сполук. В.І.Вернадський (1960) приділяв особливу увагу грунтовим розчинам, вважаючи їх найважливішими в історії біосфери планети категоріями природних вод,розглядаючи грунтові розчини як основний субстрат життя та основний елемент механізму біосфери. Виникнення грунтових розчинів відкриває якісно новий етап в еволюції життя на планеті, формуванні грунтів, принципово нового біокосного тіла природи.

В.А. Ковда (1977) вказував, що грунтові розчини планети відіграють основну роль в функціонуванні сучасного біосферно-біогеоцинотичного вкриття Землі, особливо в умовах дефіциту вологи, що має місце не тільки в окремих ландшафтах та зонах, а являє собою характерну рису глобального, циклічного по природі явища аридізациї суші.

Вивчення закономірностей процесу формування грунтових розчинів в зв’язку з життєдіяльністю рослинності являє собою першочергову проблему сучасного землеробства. Проблема управління процесом формування рослинної продукції – це перш за все проблема формування складу та динаміки грунтових розчинів як безпосереднього середовища кореневого живлення рослин. Склад та концентрація грунтових розчинів дуже динамічні. Вони можуть суттєво різнитись в різні пори року, на протязі доби і навіть годин.

На протязі всієї історії розвитку грунтознавства цим питанням приділяли виключну увагу в своїх дослідженнях визначні грунтознавці К.К.Гедройц, 1955, С.А.Захаров, 1929, С.П.Кравков,1929, В.І.Вернадський, 1960, В.А.Ковда, 1977, та інші. Але разом з тим, повністю зрозуміти, більше того, – навчитись керувати складним механізмом фізико-хімічних, біологічних процесів, які постійно змінюються в багатофазній системі ”живого” грунту, наслідки яких найбільш повно проявляються в складі та динаміці грунтових розчинів, і в наш час повністю не вдалося.

Підхід до вивчення грунтових розчинів можна визначити за В.І.Вернадським (1960) – як біосферно-біогеоценологічний. Іншими словами, з одного боку грунтові розчини розглядаються як одна з категорій грунтових вод (атмосферні опади, тимчасові поверхневі води, грунтові води та ін.), а з іншого – як найбільш динамічна фаза грунту, як компонент агробіоценозу. Ці положення обумовлюють необхідність комплексного підходу вивчення складу, динаміки грунтових розчинів разом з динамікою складу фітомаси, гідротермічного режиму грунтів, складу приземного шару повітря, кількісним та хімічним складом атмосферних опадів та рос.

В.А.Ковда (1973) дає таке визначення поняття “грунтовий розчин”. “Грунтові розчини можна визначити як рідку фазу грунту, що включає розчинні солі, органо-мінеральні, органічні сполуки, гази та тонкі колоїдні золі”. Він виділяє дев’ять основних форм води в грунті і вказує на умовність меж між ними. Серед визначених форм води в грунті тільки капілярна представлена грунтовим розчином, а хімічно зв’язана, пароподібна, гігроскопічна, поверхнева - не можуть відноситись до грунтового розчину, а відношення до грунтового розчину плівкової та гравітаційної води є предметом дискусії.

При вивченні грунтових розчинів як джерела кореневого живлення рослин розрізняють самі грунтові розчини та гравітаційну воду, яка відносно швидко проходить скрізь грунтовий профіль. Гравітаційні води досліджуються як лизиметричні, а їх склад суттєво відрізняється від складу самих грунтових розчинів. Відміна складу гравітаційних вод та грунтового розчину пояснюється різними строками їх взаємодії з грунтом. Гравітаційні води швидко проходять скрізь товщу грунту, внаслідок чого вони не встигають досить повно взаємодіяти з грунтово-вбирним  комплексом.

Як вважає Л.Т.Бистрицька (1981),грунтові розчини являють собою одну з форм природної вологи того чи іншого ландшафту. На малюнку схематично зображено місце грунтових розчинів в системі основних форм природних вод території.

В залежності від типу водного режиму грунту грунтові води можуть приймати участь у формуванні грунтових розчинів систематично (випотний водний режим) або періодично (періодично випотний), або не брати участі зовсім (непромивний, періодично промивний та промивний водні режими). Постійним джерелом грунтових розчинів є атмосферні опади. Але їх перетворенню в грунтові води передує стадія поверхневих вод, що є першим етапом трансформації та переміщення атмосферних опадів в біогеоценозі. В той же час і самі грунтові води можуть впливати на склад деяких форм грунтових вод. Таким чином, чітко просліджується генетичний взаємозв’язок практично всіх перерахованих форм природних вод біогеоценозу, а через нього і біосфери в цілому.

При взаємодії твердої, рідкої, газоподібної та живої фаз грунту в умовах постійних змін зовнішніх факторів формується склад грунтових розчинів.

Постійну зміну складу та динаміки грунтових розчинів обумовлює велика кількість факторів. Це, перш за все – висхідний , низхідний, горизонтальний рух грунтової вологи, вбирання та виділення кореневих систем рослин та мікроорганізмів, зміна парціального тиску СО2  в грунтовому повітрі та багато іншого. Таким чином, грунтовий розчин знаходиться в стані динамічної рівноваги з факторами, які його формують.

Дослідження рідкої фази грунту весь час привертає увагу грунтознавців. По ступеню наближення до натуральних умов методи вивчення грунтового розчину можна поділити на чотири групи:

1. Метод дослідження водних витяжок грунтів. Цей метод може дати відо­мос­ті про водорозчинну частину грунту. Він зручний та придатний для стандартизації отриманих результатів, але дає найменші уявлення про реальний склад грунтових розчинів.

2. Методи, пов’язані з відбором зразків грунту з функціональних біогеоценозів з наступним витисненням з них грунтових розчинів різними засобами: тиском, замінною рідиною, центрифугою, різними комбінованими засобами.

3. Лизиметричні методи, які діють за принципом заміщення та витиснення грунтових розчинів талими та дощовими водами. Для цього використовують великий набір лизиметрів різних модифікацій.

4. Безпосередній метод дослідження рідкої фази грунту (in situ) в польових умовах за допомогою іонометричних методів. В останній час розвиток іонометрії дозволяє визначити широкий спектр іонів (Ca++, Mg++, K+, Na+, NO, NH, Cl– ), визначаючи їх активність в грунті.

2. Склад грунтового розчину

Склад грунтових розчинів дуже різниться, тому що формування його складу –складний процес, обумовлений як абіотичними, так і біотичними факторами та компонентами грунту, а через них і екосистеми в цілому. Склад грунтового розчину залежить від кількості та якості атмосферних опадів, від складу твердої фази грунту, кількісного та якісного складу живого та мертвого рослинного матеріалу в надземних та підземних ярусах біогеоценозу, біологічної активності та життєдіяльності мезофауни та мікроорганізмів.

Всі речовини, що входять до складу рідкої фази грунту, можуть знаходитись в істинно розчинному або колоїдно-розчинному станах. Колоїдно розчинні речовини представлені в основному золями кремнекислоти та півтораоксидів заліза та алюмінію, органічними та органо-мінеральними сполуками. За даними К.К.Гедройца колоїди складають 1/10-1/4 частини від загальної кількості речовин , що містяться в  грунтовому розчині.

До найважливіших катіонів грунтового розчину відносяться Ca⁺⁺, Mg⁺⁺, K⁺, Na⁺, NH,H⁺, Al⁺⁺⁺, Fe⁺⁺⁺, Fe⁺⁺.Серед аніонів переважають HCO , CO,NO, NO, Cl^-, SO,H2PO, HPO.

Залізо, алюміній та ряд мікроелементів (Cu, Ni, V, Cr, B, Mn та інші) в грунтових розчинах знаходяться в основному у вигляді комплексних органомінеральних сполук, де органічна частина комплексів представлена гумусовими та низькомолекулярними органічними кислотами, поліфенолами та іншими органічними сполуками.

В таблиці представлений склад грунтового розчину чорнозему звичайного за даними Т.Л.Бистрицької(1981)

Таблиця 1. Склад грунтового розчину чорнозему звичайного під повзучо-пирейною асоціацією (за Т.Л.Бистрицькою)

* – середні арифметичні за результатами 23 досліджень

Згідно представлених даних в таблиці грунтові розчини чорноземів звичайних характеризуються наступними особливостями:

1. Концентрація грунтових розчинів верхнього гумусового горизонту складає в середньому 1г/л. При цьому максимальна концентрація зафіксована в верхньому 0-10см шарі грунту, а з глибиною спостерігається чітко виражене зменшення загальної концентрації грунтового розчину.

2. Основними складовими грунтового розчину чорнозему звичайного є : гідрокарбонатний, кальцієвий іони та органічний вуглець. Наступну групу складають магнієвий, сульфатний та хлоридний іони. В найменших кількостях знаходяться іони калію, натрію та нітратів.

3. Грунтові шари гумусового горизонту завжди мають гідрокарбонатнокальцієвий склад, нейтральну або слаболужну реакцію.

4. Вміст мінеральних компонентів в грунтовому розчині чорнозему в 4-7 разів перевищує вміст органічного вуглецю.

Певну цікавість заслуговує порівняльна характеристика хімічного складу водної витяжки (позбавлення 1:5) та грунтового розчину  (одержаного методом пресування). В таблиці представлені дані А.А.Кизилової (цитую за Н.Н.Горбуновим (1957)). З приведених в таблиці даних видно, що кількість іонів Na та Cl в водній витяжці та грунтовому розчині приблизно однакове, а вміст іонів Ca та SO₄ більше в витяжці, ніж в грунтовому розчині. Це явище можна пояснити наступним чином.

Таблиця 2. Склад водної витяжки та грунтового розчину в мг-екв на 100г грунту солончаку (за А.А.Кизиловою)

Водна витяжка готується при порівняльно великому співвідношенні між водою і грунтом. Такого співвідношення не буває в природному стані грунту. При приготуванні витяжки, важкорозчинні солі, наприклад, сірчанокислий вуглекислий та фосфорнокислий кальцій частково розчинюється і тому в водній витяжці їх визначається більше.

Таким чином, можна сформулювати основні недоліки аналізу водної витяжки:

1. Можна отримати не зовсім вірні результати по реальному вмісту солей в грунті.

2. При приготуванні водної витяжки проходить обмін поглинутих катіонів на катіони розчинених в воді солей. Внаслідок цього склад природного грунтового розчину міняється.

Вказаним недолікам можна запобігти, аналізуючі природні грунтові розчини або проводити аналіз безпосередньо в грунті (in situ), про що ми вказували раніше.

Разом з тим, метод водної витяжки, залишаючись основним для контролю солевого стану грунтів, одночасно дозволяє також шляхом розрахунків отримувати дані про концентрації грунтових розчинів, які характеризують точні умови існування рослин на даному грунті (Н.Г.Мінашина, 1970).

3. Динаміка концентрації грунтових розчинів

Концентрація грунтових розчинів має чітко виражену добову та сезонну динаміку. Визначає динамічність концентрацій грунтових розчинів тісний взаємозв’язок їх складу із зміною температури і вологості грунту, інтенсивністю діяльності мікрофлори та мікрофауни грунту, метаболізмом вищих рослин, процесами розкладу органічних решток в грунті та інші явища.

Для більшості типів грунтів характерне інколи досить значне підвищення їх концентрації з весни до літа – особливо в верхніх горизонтах грунту. Це явище пов’язане з концентруванням грунтової вологи за рахунок випаровування та транспірації, із збільшенням інтенсивності розкладу органічних речовин в теплий період.

Динамічність складу грунтових розчинів різних грунтових горизонтів також не однакова. Біологічна активність верхніх гумусованих завжди вища, крім того тут спостерігаються найбільш контрастні зміни температурних умов та режим зволоження. В зв’язку з цим хімічний склад верхніх горизонтів грунтів більш динамічний.

Дослідження, проведені Т.Л.Бистрицькою (1981), свідчать, що сезонна динаміка загальної концентрації грунтових розчинів чорноземів звичайних не має постійно визначених закономірностей: максимуми концентрації можуть спостерігатись в різні строки вегетаційного періоду.

Причини підвищення концентрації грунтових розчинів можуть бути принципово різними. Одна з них – збільшення концентрованості розчину внаслідок інтенсивного випаровування та транспірації в найбільш спекотні періоди року. Інша причина – збільшення концентрації грунтового розчину в весняно-ранньо-літній період, коли іде інтенсивний розвиток рослин і збільшення фітомаси, внаслідок чого в грунтовий розчин поступає велика кількість кореневих виділень рослин та продукти розпаду органічної речовини.

Використання нових методів дослідження грунтових розчинів з допомогою іонселективних електродів в останній час дозволило спостерігати добову динаміку окремих іонів в грунтовому розчині. Дослідження Т.Л.Бистрицької показали, що особливо різке коливання проявляє активність іонів кальцію. Максимум концентрації спостерігається в денні години, а мінімум – в нічні. Це пов’язано з більш активним виділенням вуглекислоти грунтового біотою в світлу пору доби, що викликає зсув гідрокарбонатно-кальцієвої рівноваги в бік збільшення розчинності кальцію і витіснення його з грунтово-вбирного комплексу.

Добова динаміка іонів NO₃ в поверхневих горизонтах чорноземів звичайних зворотньо пропорційна динаміці катіону кальцію. Найбільша концентрація нітратів зафіксована в нічні години, рано вранці та ввечері , а в денні години, коли інтенсивно йде процес фотосинтезу вищих рослин – мінімальна. Ці приклади ілюструють, наскільки може змінюватись склад грунтового розчину в добовому циклі і як залежить він від функціювання екосистеми в цілому.

4. Реакція грунтового розчину

Залишки рослинних та тваринних організмів, продукти їх життєдіяльності та роз­кладу, мінеральні речовини та багато інших факторів обумовлюють реакцію грунтового розчину. Реакція грунтового розчину – це одна з найважливіших його власти­вос­тей. Реакція розчину суттєво впливає як на швидкість, так і на направленість всіх біо­­геохімічних процесів, що відбуваються в грунті. Інтенсивність мікробіологічної ді­яль­ності, розчин грунтових мінералів, рухливість продуктів їх розкладу, засвоєння по­живних речовин рослинами, коагуляція та пептизація колоїдів окислювально-відновні та інші фізико-хімічні процеси в грунті знаходяться в тісному зв’язку та взаємовпливу з реакцією грунтового розчину. Грунтовий розчин може мати кислу, нейтральну та лужну реакцію. При чому його реакція залежить не від загального вмісту кислоти чи лугу, а від співвідношення концентрацій вільних водневих та гідроксильних іонів.

Як відомо, чиста вода дисоціює на іони за формулою:

Н₂О ↔ Н⁺+ОН^–, по рівнянню дисоціації:

де К - константа дисоціації.

Оскільки [H₂O] – величина більш-менш постійна, то в розведених розчинах її можна не враховувати , тоді [H⁺]∙[OH^–]=K[H₂O].Для кімнатної температури ми можемо прийняти K(Н₂О)=1∙10 , [H⁺]∙[OH^–]=10^-14 .

Якщо в чистій воді [H⁺]=[OH^–], маємо [H⁺]=[OH^–]=√10^-14=10^-7.

Таким чином, через відому концентрацію водневих іонів, ми можемо одержати концентрацію гідроксильних і навпаки. В нейтральних розчинах ми маємо Н⁺=ОН^– , в кислих Н⁺>ОН^–, а в лужних Н⁺<ОН^–. Реакцію любого розчину ми можемо виражати як через концентрацію водневих , так і гідроксильних іонів, тому що їх концентрації пов’язані рівнянням [H]∙[OH]=KH₂O. Виражають реакцію всіх природних розчинів через концентрацію водневих іонів. Оскільки такими числами оперувати не зовсім зручно, було прийнято рішення виражати активну концентрацію водневих іонів не через абсолютні величини, не в грам-іонах на літр, а у вигляді від’ємних логарифмів цих величин. Нейтральний розчин ,де Н⁺=10^–7, - від’ємний логарифм –lg(10^-7)=7, буде мати ціле число 7. Для виразу концентрацій водневих іонів використовують символ рН. Таким чином, рН= –lg[H⁺] – це від’ємний логарифм концентрації іонів водню.

Однією з найбільш поширених в грунті мінеральних кислот є вугільна кислота. В за­лежності від термодинамічних умов та біологічної активності вона може під­три­му­ва­ти рН грунту в межах 3,9-4,5-5,7, а її режим в грунті тісно пов’язаний з добово-сезон­ни­ми коливаннями погоди, з загальною біологічною активністю грунту. Діяльність гри­бів та бактерій, розклад рослинного опаду, виділення кореневих систем та різних організмів обумовлюють наявність в грунтовому розчині вільних органічних кислот – оцтової, щавлевої, лимонної, та ін.

Життєдіяльність рослин, які поглинають з грунту в різних співвідношеннях катіони та аніони, виділяють в розчин в еквівалентних кількостях іони Н⁺, ОН^–, НСО, СО, які здатні зрушувати  реакцію грунтового розчину в той чи інший бік.

Як раніше вказувалось, реакція грунтового розчину суттєво впливає на всі біологічні процеси, що мають місце в грунтах, а також на ріст та розвиток рослин.

Більшість рослин добре розвивається в умовах слабокислої або нейтральної реакції грунтового розчину. Є рослини, що краще відчувають себе в умовах лужного чи кислого середовища (таблиця).

Оптимальні значення рН для розвитку рослин (Д.Н.Прянішніков, за М.І.Горбуновим)

Як видно з даних таблиці, чайний кущ потребує кислу реакцію. Нейтральна та слаболужна реакції негативно впливають на розвиток цієї рослини, а бавовник навпаки,-вимагає лужну реакцію середовища.

Кислу реакцію грунтового розчину мають підзолисті, дерново-підзолисті, сірі опідзолені, торфово-болотні грунти. Лужна реакція найчастіше зустрічається в засолених грунтах, а також грунтах сухого степу.

5. Буферність грунтового розчину

Під буферністю грунтового розчину розуміють його здатність протистояти зміні його активної реакції під впливом різних факторів. Це може бути додавання до грунту кислот, лугів, зменшення та збільшення вологості та інше.

Розрізняють буферність проти кислотних чи проти  лужних речовин. Буферність грунтів та їх розчинів пов’язана з поглинанням та витісненням іонів, з процесами переходу сполук в молекулярні або іонні форми, з нейтралізацією та випаданням в осад утворених в грунті сполук. Буферність грунтів обумовлена перш за все складом та кількістю колоїдів. Кислота чи луг, що попадають в грунтовий розчин, вступають у взаємодію з його колоїдною системою, що послаблює зміну реакції.

При взаємодії грунту з кислотою іде реакція обміну між обмінними катіонами та іоном водню кислоти. Внаслідок  цього іон водню адсорбується на поверхні колоїдних часток, а в розчин переходять обмінні катіони за схемою:

                                       Н⁺

(ГВК)Са⁺⁺+НCl=(ГВК)Н⁺+CaCl₂

Якщо в грунті з’являється луг, то водень чи алюміній грунтово-вбирного комплексу обмінюється на катіони лугу, який нейтралізується:

           Н⁺

(ГВК) Н⁺Са(ОН)₂=(ГВК)Са⁺⁺+2Н₂О

Буферність грунтів та їх розчинів залежить від:

1. Кількості грунтових колоїдів (чим більша кількість колоїдів, тим вище буферність грунту).

2. Складу грунтових колоїдів (чим більша ємність вбирання колоїдів, тим вища їх буферність).

3. Складу обмінних катіонів (катіони Ca⁺⁺, Mg⁺⁺, Na⁺ та інших основ складають біль­шу буферність в кислотний бік, а грунти, що мають багато Н⁺, та Al⁺⁺⁺ – навпаки, в лужний).

Буферність грунтів та грунтових розчинів визначається шляхом їх титрування:

1. По відношенню до кислот - розчинами кислот.

2. По відношенню до лугів - розчинами лугів.

3. По відношенню до соди - розчином соди.

Як видно з кривих титрування, зображених на малюнку, крива зміни рН при титруванні для грунтів з високою буферністю відрізняється поступово зміною значень, в той же час криві грунтів з низькою буферною здатністю характеризуються різкою зміною значень.

Буферна здатність грунтів є один з основних елементів грунтової родючості. Вона дозволяє зберігати сприятливі для рослин властивості грунтів. Буферність грунтів враховують при проведенні хімічних меліорацій (вапнування, гіпсування), тому що при підвищених рівнях кислотності та лужності, грунт з високою буферністю складають суттєвий опір зміні реакції середовища , а це потребує внесення додаткових доз хімічних меліорантів.

6. Роль грунтових розчинів в формуванні грунтів, їх родючості та живленні рослин

Формування грунтових розчинів та їх динаміка – складний процес, який регулюється як абіотичними, так і біотичними факторами, всіма компонентами біосфери та біогеоценозів. З одного боку склад та динаміка грунтового розчину суттєво залежить від грунтово-кліматичних умов, а з іншого – від біологічної  компоненти біогеоценозу: кількісного та якісного складу рослинного матеріалу (мертвого та живого), його структури в надземних та підземних ярусах. та тісно зв’язаних з ним мезофауни та мікроорганізмів.

Склад грунтових розчинів постійно знаходиться під прямим та опосередкованим впливом життєдіяльності вищих рослин через поглинання з нього певних іонів та сполук і надходження в нього продуктів життєдіяльності грунтової біоти та розчинних продуктів розкладу рослинного та тваринного опаду.

Незважаючи на те. що формування грунтових розчинів це результат комплексу процесів фізико-хімічної, біохімічної та біологічної природи, цей процес залишається специфічним процесом саме грунту, як основного компонента біосфери  та біогеоценозу. Без існування живого функціонуючого грунту формування і наявність грунтових розчинів взагалі неможливе.

Грунтові розчини найтісніше зв’язані з процесами формування рослинної продукції, з живою речовиною грунту. Склад грунтового розчину та процеси життєдіяльності живої речовини взаємозв’язані та взаємообумовлені, що підкреслює специфіку грунту, як особливого біокосного тіла природи. Грунтові розчини – це одночасно і результат, і механізм грунтотворного процесу, тільки при їх участі можливе саме існування грунту та утворення того чи іншого грунтового профілю.

Прийнято вважати, що грунт – найбільш регулюємий компонент біосфери та біогеоценозу, впливаючи на який, можна з найбільшою ефективністю підвищити продуктивність культурних екосистем та природних біогеоценозів. При цьому різноманітні заходи впливу людини на грунт, по суті, являють собою не що інше, як спробу тим чи іншим шляхом впливати на склад та концентрацію грунтового розчину. як безпосереднього середовища кореневого живлення рослин. Успіх всіх цих заходів визначається вмінням вдало “вписати” їх в складну систему взаємозв’язаних та взаємообумовлених процесів функціювання біогеоценозів чи агробіоценозів. Для цього необхідно разом з урахуванням багатьох різних факторів, ще й знати граничні інтервали зміни загальної концентрації та окремих компонентів складу грунтових розчинів, що відповідають конкретним грунтово-кліматичним умовам.

Грунтові розчини – це безпосереднє джерело кореневого живлення рослин. К.К.Гедройц ще в 1906 році писав, що подальші успіхи агрономії та землеробства залежать від розвитку досліджень грунтового розчину в зв’язку з тією важливою роллю, яку він відіграє в грунтоутворенні та житті рослин. Зміни концентрації та складу грунтових розчинів ведуть до зміни режимів водного та мінерального живлення рослин, що, безумовно, безпосередньо впливає на їх розвиток та продуктивність.

Зрошення та осушення грунтів разом з регулюванням водного та повітряного режимів, дозволяють в одному випадку розбавляти дуже концентровані грунтові розчини, а в іншому – збільшувати загальну концентрацію їх.

В живленні рослин найбільшу роль грає осмотичний тиск грунтових розчинів. Якщо осмотичний тиск грунтового розчину дорівнює осмотичному тиску кліткового соку рослин або вище його, то поглинання води рослинами припиняється. В першу чергу осмотичний тиск залежить від концентрації грунтового розчину та ступеня дисоціації розчинених речовин. Великі дози мінеральних добрив можуть підвищувати осмотичний тиск грунтових розчинів, крім того він може суттєво змінюватись при зміні вологості грунту, тому що концентрація грунтових розчинів при цьому значно змінюється. Наприклад, при зменшенні вологості грунту від НВ (найменша польова вологоємкість) до ВВ (вологість в’янення) концентрація грунтового розчину змінюється в 5-6 разів і відповідно росте осмотичний тиск.

Одним з багатьох факторів, що впливають на склад та концентрацію грунтових розчинів є взаємодія води з грунтом, яка включає а себе весь комплекс різноманітних явищ фізичної, фізико-хімічної та біологічної природи, які проходять в основному на іонному рівні. Саме на цьому рівні формується той склад грунтових розчинів, який слід розглядати як інтегральний результат грунтотворного процесу і як один з основних показників функціювання біогеоценозу чи агробіоценозу в цілому.

7. Кислотність та лужність грунту

При розкладанні органічних решток утворюється багато органічних кислот, які при деяких умовах нейтралізуються не повністю і тому передають грунтам кислу реакцію. Особливо це має місце під лісовою рослинністю. Більша частина лісових грунтів має кислу реакцію, що впливає в свою чергу на ґрунтоутворення та властивості грунтів. Тому дуже важливо знати, що таке ґрунтова кислотність, в яких формах вона проявляється та яким чином змінюється.

Кислотність грунту – це його здатність підкислювати ґрунтовий розчин чи розчин солей внаслідок наявності у складі грунту кислот, а також ввібраних катіонів водню та алюмінію.

 В першому випадку ми маємо справу з кислотністю, що викликається во-

дорозчинними сполуками, які зустрічаються в грунтовому розчині: вуглецева, масляна, щавлева, оцтова, гумусові кислоти. В іншому випадку мова іде про кислотність, причиною якої є обмінні катіони, які можуть обмінюватись на Іони водню та алюмінію.

Грунтову кислотність розділяють на актуальну та потенціальну кислотність грунту. Актуальна кислотність обумовлена наявністю в грунтовому розчи­ні вільних іонів водню. Ці іони не пов’язані з ГВК. Актуальна кислотність вимі­рюється при взаємодії грунту з дистильованою водою у співвідношенні 1:2,5. Останнім часом стали визначати ї в ґрунтових пастах та безпосередньо в грунті.

Слід зазначити, що реакція грунту залежить від сукупної дії ряду факторів: хімічного та мінералогічного складу, вмісту та якості органічної речовини, складу грунтового повітря, вологості грунту та життєдіяльності мікроорганізмів Однією з найбільш поширених в грунті мінеральних кислот є вугільна. В залежності від термодинамічних умов та біологічної активності вона може підтримувати рН грунту в межах 3,9 – 5,7. Значне підкислення ґрунтового розчину можуть викликати не насичені катіонами гумінові та фульвокислоти ( рН може знизитись до 3,0- 3,5). Напіврозкладені рештки лісової підстилки мають рН  3,5- 5,0, а мохи – 2,5 – 3,0. В результаті діяльності грибів в грунті можуть утворюватись органічні кислоти.

Не слід забувати також і про кореневі системи рослин, що в процесі споживання із грунту катіонів та аніонів з поживних речовин, виділяють в

нього еквівалентну кількість іонів Н⁺, ОН^–, НСО,  СО, які здатні зрушувати реакцію середовища в той чи інший бік.

Потенціальна кислотність – обумовлена наявністю поглинутих грунтово­вбирним комплексом іонів водню та алюмінію. При взаємодії ґрунтово-вбирного комплексу (ГВК) з катіонами ґрунтового розчину або розчинами солей іони водню та алюмінію переходять в розчин, обмінюючись на його катіони, тим самим визначаючи величину потенціальної кислотності. Визначають потенціальну кислотність в сольових витяжках. В залежності від того, якою сіллю витискаються поглинуті грунтом іони, розрізняють дві її форми: обмінну та гідролітичну.

Обмінна кислотність проявляється при взаємодії грунту з розчинами нейтральних солей. При цьому відбувається еквівалентний обмін катіону нейтральної солі на іони водню, алюмінію та інших, що знаходяться в ГВК. Вимірюється обмінна кислотність як в мг-екв на 100 г грунту, так і величиною рН сольової витяжки.

При взаємодії кислого грунту з розчином хлориду калію в результаті обміну калію на водень утворюється соляна кислота, а при обміні на алюміній - хлорид алюмінію:

(ГВК)^Н+ + КСl   =  (ГВК) К⁺  +  НСl ,  (ГВК) Al⁺³  + 3КCl = (ГВК)3К +АlCl₃, який зазнає гідролітичного розщеплення з утворенням соляної кислоти:

AlCl₃  + 3Н₂О = Al(ОН)₃   +  3НСl

Гідролітична кислотність проявляється при дії на грунт розчину гідролітично лужної солі. В цьому випадку відбувається більш повне витиснення ввібраних водню та алюмінію, тому гідролітична кислотність завжди вище обмінної. Для визначення цієї форми кислотності застосовують 1н розчин оцтовокислого натрію з рН 8,2.

(ГВК)Н  +  СН₃СООNa  =  (ГВК)Na  +  СН₃СООН

Кількість утвореної оцтової кислоти визначають титруванням і виражають в мг-екв. на 100 г грунту.

Кислотність грунту це явище,  яке розцінюють як негативне з точки зору умов росту та розвитку рослин. Особливо це стосується багатьох культурних рослин. Однак і на продуктивність лісової рослинності кислотність нерідко оказує негативний вплив. Суть останнього може бути пояснена тим, що при більш менш кислій реакції в ґрунтовому розчині з’являються іони алюмінію та марганцю, причому в таких концентраціях, які стають вже шкідливими для більшості рослин, що ростуть на цих грунтах.

Тому в сільському господарстві, використовуючи заходи по усуненню надмірної кислотності, отримують більш високий та якісний урожай.

Щоб змінити склад ввібраних катіонів, тим самим послабити дію кислотності, покращити фізичний стан грунту та інші агровиробничі характеристики грунту - застосовують хімічні меліорації - вапнування кислих грунтів.

Для цього в грунт вносять гашене вапно, а в більшості випадків, вуглекисле у вигляді дрібно розмолотого вапняку. Ця операція називається вапнуванням грунтів. Хід цієї реакції нейтралізації можна виразити схематично:

(ГВК) 2Н   +  СаСО₃  =  (ГВК) Са⁺²   +  Н₂СО₃

Вуглекислий кальцій при цьому вступає в реакцію з обмінним воднем чи алюмінієм, причому водень, що витіснився кальцієм, вступає в зв’язок з карбонатним аніоном, утворюючи вуглекислоту, яка розкладається на СО₂ та воду, а алюміній випадає у вигляді гідроокисі.

Критеріями для встановлення необхідності вапнування найчастіше служать рН сольової витяжки та ступінь насиченості грунту основами. Згідно з рекомендаціями УНДІЗ /І984/ для умов України грунти за потребою в вапнуванні діляться на такі групи:

1.          рН менше 4 - дуже сильно кислі

2.          рН 4,І...4,5 - дуже кислі,

3.          рН 4,6...5,0 – середньо кислі,

4.          рН  5,1...5,5- слабо кислі,

5.          рН  5,6...6,0- близькі до нейтральних,

6.          рН більше 6,0 – нейтральні.

Дозу вапна, необхідну для нейтралізації надмірної кислотності в орному шарі грунту розраховують за формулою:  Д т на га   =  1,5  Нг,   де Нг - гідролітична кислотність, мг.-екв. на 100 г грунту. Є і більш складні формули, що враховують цілий ряд властивостей грунту, особливостей сівозмін та окремих культур.

ЛУЖНІСТЬ ГРУНТІВ. Лужність грунтів, як і кислотність, буває актуальною та потенціальною. Актуальна лужність зумовлена наявністю в ґрунтовому розчині гідролітично лужних солей, при дисоціації яких, утворюється іон гідроксилу ОН. Такими солями в грунтах найчастіше бувають карбонати та гідрокарбонати лужних та лужноземельних металів  (NaНСО_3, Na₂СО₃, СаСО₃,  Са(НСО₃)₂. Вимірюють актуальну лужність величиною рН водної витяжки або титруванням  водної витяжки кислотою і вираженням результатів в мг-екв на 100 г грунту.

Потенційна лужність проявляється в грунтах, що містять в ГВК ввібраний натрій. При взаємодії такого грунту з вугільною кислотою, що завжди є в грунтовому розчині відбувається реакція: (ГВК)2Na + Н₂СО₃  = (ГВК)2Н + NaСО₃. Утворена сода обумовлює дуже сильно лужну реакцію розчину.

Лужна реакція шкідлива для більшості рослин, крім того вона зумовлює негативні фізичні та хімічні властивості грунтів. При рН 9...10 грунт має високу в’язкість, липкість, низьку водопроникність, без структурність, високу твердість /зцементованість/ в сухому стані. Лужність характерна для засолених грунтів солончаків та солонців.

Потенціальна та актуальна лужність солонців зумовлює специфічний профіль грунту. Пептизовані натрієм гумусові речовини стають розчинними в воді впливом гравітаційних сил, рухаються з верхніх горизонтів у нижні, що веде до утворення освітлених верхніх /надсолонцевих/ та темних, збагачених колоїдами нижніх /солонцевих / горизонтів.

З розглянутого раніше видно, що всі негативні властивості солонців пов’язані з наявністю в їх складі обмінних катіонів - іону натрію, вміст якого в солонцевих горизонтах досягає 20% ємності вбирання. Тому для проведення меліорації солонців треба убрати із складу обмінних катіонів натрій. Це досягається шляхом заміни його Іоном кальцію, який коагулює грунтові колоїди, покращую чи тим самим , властивості грунтів. Найбільш простим та ефективним методом меліорації солонців є внесення в них гіпсу. Цей захід називається гіпсуванням солонців, при цьому в грунті проходить реакція: (ГВК)2Na + CаSО₄ = (ГВК)Са + Na₂SО₄

Внесення гіпсу потребує обов’язкової глибокої оранки та промивки водою, щоб як найглибше промити вниз утворений при гіпсуванні сірчанокислий натрій.

8. Регулювання реакції грунтового середовища

Важливим заходом по покращенню та оптимізації грунтових умов для вирощування культурних рослин є хімічна меліорація. Одним з типів хімічної меліорації – є вапнування кислих грунтів. При внесенні вапна чи вапнякових матеріалів в грунт реакція середовища (рН грунту) доводиться до оптимальних значень, при яких культурні рослини добре ростуть і розвиваються. Крім того внесення вапна покращує важливі агрохімічні, агрофізичні, фізико-хімічні та біологічні властивості кислих грунтів.

Разом з тим, вапнування не покриває потреб рослин в поживних речовинах, покращуючи фізичний стан грунту, підкислюючи розвиток мікробіологічних процесів, воно допомагає краще використовувати запаси поживних речовин в грунті. Тому використання внутрішніх резервів грунту в цьому випадку іде більш інтенсивно, що з часом може привести збіднення грунтових запасів поживних речовин. Ось чому вапнування обов’язково повинно супроводжуватись відповідним внесенням в грунт потрібних доз поживних речовин.

Потребу у вапнуванні грунтів визначають показником його кислотності (рН_KCl), ступеню насиченості основами (V), гранулометричного складу та біологічних особливостей вирощування культур.

Для більшості деревних культур лісового походження найсприятливішою є слабокисла та близька до нейтральної реакції грунтового середовища. А от грунти з реакцією рН_KCl=3,5-5,5 несприятливі для розвитку всіх плодових дерев’янистих рослин. Такі грунти бідні на кальцій, калій, мікроелементи. Через кислу реакцію середовища в них знижена доступність рослинам фосфатів, а амоній та залізо в цих умовах проявляють токсичність до рослинних організмів, крім того, такі грунти мають негативні фізичні властивості, в них пригнічена мікробіологічна активність.

Для дерев’янистих рослин потрібно, щоб оптимальна реакція грунтового середовища була не тільки в верхньому шарі грунту, а і на певній глибині по профілю, оскільки коріння дерев проникають в більш глибокі грунтові шари.

Норми внесення вапна розраховують за показниками гідролітичної кислотності за формулою:

Д=Нг∙5∙h∙щз,

де        Д – норма вапна, т/га

            Нг – гідролітична кислотність, мг-екв/100г

            h – глибина шару грунту, який вапнується, м

            щз – щільність зложення, г/см³ 

За нормою вапна розраховують норму необхідного вапнування матеріалу, враховуючі наявність в ньому проценту діючої речовини СаСО₃.

Другим видом хімічної меліорації є гіпсування лужних солонцюватих грунтів. Цей метод застосовують для розсолонцювання грунтів содового засолення. При внесенні в грунт гіпсу СаSO₄∙H₂O та гіпсовміських матеріалів кальцій гіпсу витискає з грунтово-вбирного комплексу натрій і стає на його місце, а натрій в грунтовому розчині реагує з аніоном So, утворюючи сірчанокислий натрій, добре розчинну у воді сіль, яка легко вимивається з верхніх шарів грунту в нижні. Крім того, кальцій сприяє коагуляції грунтових колоїдів, переводить їх в стан гелю і утворенню водостійкої грунтової структури. Гіпс оптимізує реакцію грунтового розчину, нейтралізує підвищену лужність.

Норму гіпсового меліоранту встановлюють з урахуванням типу та ступеню засолення. Оптимальні строки проведення меліорації – літо або на початку осені. Гіпсування передбачає глибоку оранку з обертанням скиби і промивки водою, щоб якнайглибше вимити утворений сірчанокислий натрій.

Дозу гіпсу розраховують за показником в грунті поглинутого натрію за формулою:

Д=0,086(Na-0,1E)h∙щз,

де        Д – норма гіпсу, т/га

            0,086 – мг-еквівалент гіпсу

            Na – вміст обмінного натрію, мг-екв/100г

            Е – ємкість вбирання грунту, мг-екв/100г

            h – глибина шару грунту, що гіпсується, см

            щз – щільність зложення грунту, г/см³

Крім того, на грунтах, що мають лужну реакцію середовища, можна застосувати метод так званого кислування грунтів. Найчастіше для цього використовують відходи промисловості, які мають у своєму складі різні кислоти. Дози цих матеріалів розраховують в залежності від ступеню лужності грунту. Їх застосування повинно довести, реакцію грунтового середовища в кореневмісному шарі до слабокислих або нейтральних значень.      

9. Окислювально-відновні процеси в грунтах та фактори, що їх визначають

Велику роль в усіх хімічних та біохімічних реакцій відіграє розчинний в грунтовому розчині кисень. В грунтовому розчині основним окислювачем є вільний кисень, іноді іон NO та деякі полівалентні катіони металів.

Реакція відновлення в грунті викликаються в основному деякими продуктами розкладу органічної речовини грунту, життєдіяльністю аеробних мікроорганізмів, а також (дуже рідка) закисними формами заліза та інших металів, які часто знаходяться в складі грунтових розчинників.

Таким чином, в грунті постійно ідуть процеси окислення одних речовин та відновлення інших. Грунт – це складна окислювально-відновлювальна система. Він має велику кількість різноманітних речовин мінерального та органічного складу, які здатні вступати в реакції відновлення та окислення, завдяки чому в грунті активно ідуть окислювально-відновні процеси, які суттєво впливають на хід грунтотворних процесів та родючість грунтів. З окислювальними реакціями пов’язані процеси гуміфікації рослинних та тваринних  решток.  Реакції як окислення, так і відновлення  суттєво впливають на зміну ступеню окисленості заліза, марганцю, азоту, сірки та інших елементів.

Реакції окислення та відновлення  в грунтах ідуть завжди одночасно. Окислення супроводжується втратою речовиною електрону, а відновлення супроводжується придбанням електрону.

Донор електронів називається відновником (він окислюється), а акцептор електронів – окислювачем (він відновлюється).

В загальному вигляді реакцію окислювання-відновлення можна представити так:

Ох + ne^-  = Red ,

де Ох – окислювач,

Red – відновник, 

e^-  - електрони,

n – кількість електронів, що приймають участь в реакції.

Прикладом окислювання є перехід двохвалентного заліза в трьох валентне, перетворення амонію та нітритів в нітрати, сірки в оксид сірки, двохвалентних іонів марганцю в трьохвалентні.

Окислення та відновлення залежать від багатьох факторів та умов: температури, вологості, кількості кисню в повітрі, життєдіяльності мікроорганізмів, реакції грунтового розчину, складу та кількості солей в грунтовому розчині, складу поглинутих основ та стану колоїдної системи грунту.

Окислювально-відновні умови суттєво впливають на розчинність різних речовин та доступність поживних речовин рослинам. Наприклад, трьох валентне залізо може переходити в розчин лише при кислій реакції середовища (рН < 3,5), тоді як двохвалентне стає рухливим і при слабокислій реакції. Тому в залежності від ступеню окислення та реакції середовища рухливість заліза в грунті буде різна.

Марганець засвоюється рослинами тільки за певних окислювально-відновлювальних умов, а якщо подібні умови відсутні, він не буде засвоюватись рослинами, вони будуть страждати від його дефіциту, хоча в грунті він  знаходиться в достатній кількості.

Оцінка окислювально-відновного стану грунтів

Для кількісної характеристики окислювально-відновних умов, що складаються в грунтах, які визначають інтенсивність та направленість окислювально-відновних реакцій в грунті, використовують  спеціальний показник  окислювально-відновний потенціал.

В.А.Ковда (1988) так визначає окислювально-відновний потенціал грунту (ОВП) – це різниця потенціалів , що виникає між грунтовим розчином та електродом з інертного металу (платина), що знаходиться в грунті. Вимірюють ОВП за допомогою потенціометра. В якості порівняльного електроду застосовують каломельний електрод. Вимірюють ОВП в мілівольтах, позначають символом Еh і виражають відношенням  активностей окисленої (Ох) та відновленої (Red) форм сполук.

Більшість рослин нормально розвиваються при значеннях окислювально-відновного потенціалу в межах 200-700 мілівольтів. За межами вказаних значень рослини розвиваються погано. В зв’язку складної залежності окислювально-відновного потенціалу (Еh) від різних умов, його значення можуть змінюватись на протязі року, місяця, доби і навіть декількох годин.

Окислювально-відновні системи грунтів

Грунти в більшості мають не одну окислювально-відновну систему (ОВ), а декілька, тому що в грунтах одночасно містяться і окислені, і відновлені форми різних сполук, що складають певні системи. Найчастіше в грунтах можна зустріти  такі окислювально-відновні системи:

О₂ ↔ O^2-,              Fe³⁺ ↔ Fe²⁺,          Mn⁴⁺ ↔ Mn³⁺ ↔ Mn²⁺,

No₃^- ↔ No₂^-,         H₂ ↔ 2H⁺,             SO₄^2- – H₂S,                              CO₂ ↔ CH₄.

Присутні в грунтах також і органічні ОВ системи.

Окислювально-відновний потенціал грунту (Eh) – це середнє значення Eh окремих систем, що мають місце в грунті, при цьому воно ближче за значенням до тієї системи, окислені та відновлені форми якої, домінують в грунті. Система, яка має найбільшу кількість окислених та відновлених форм в грунті, має назву потенціал визначальної системи.

Основним окислювачем в грунті є молекулярний кисень грунтового повітря та грунтового розчину. Попадаючи в грунт з атмосфери, кисень вступає в реакцію з різними компонентами грунтового середовища, окислюючи їх. Окислювачами можуть бути також Fe³⁺, Mn⁴⁺.

Практично всі окислювально-відновні реакції в грунті мають біохімічну природу і залежать, головним чином, від біологічної активності грунту.

В більшості випадків потенціал визначальною системою в грунті є кисень, що міститься в грунтовому розчині та продукти життєдіяльності грунтових мікроорганізмів.

Окислювально-відновний стан грунтів

За окислювально-відновним станом всі грунти поділяються на дві групи:

1.                    Грунти з окислювальними умовами.

2.                    Грунти з відновними умовами.

Окислювальні умови мають більшість грунтів автоморфного типу. Вони мають в середньому такі значення окислювально-відновного потенціалу Eh:

Дерново-підзолисті грунти – 400-600 мВ.

Сірі опідзолені – 500-650 мВ.

Чорноземи – до 700 мВ.

Ці показники ОВП характерні для грунтів, що знаходяться в звичайному для них режимі зволоження. В періоди надмірної вологості Eh цих грунтів може значно зменшуватись, особливо в верхніх гумусових горизонтах, і доходити до 250-350 мВ.

Відновні умови мають полугідроморфні та гідроморфні грунти. Це грунти, які мають близьке залягання грунтових вод, які оказують вплив на процеси грунтоутворення. Лучні та лучно-чорноземні грунти мають ОВП в межах 300-450 мВ. Найнижчі показники Eh спостерігаються в нижніх оглеєних горизонтах (+100-(-100)) мВ. Болотні грунти характеризуються стабільно низькими значеннями Eh – 200 мВ, а іноді і нижче.

Д.С. Орлов та інші (1970) вказували, що значення Eh до 350-450 мВ – основний показник стану середовища, де окислювальні умови змінюються на відновні. А значення ОВП 200 мВ та нижче свідчать про інтенсивний розвиток в грунтах відновних процесів з типовими ознаками оглеювання.

Вплив окислювально-відновного стану на формування грунтів та їх родючості

 Окислювально-відновний стан суттєво впливає на грунтоутворення та родючість грунтів. Це пов’язане з процесами трансформації органічних решток, утворенням органо-мінеральних комплексів, особливо гумусу.

Відновний стан грунту при його надмірній зволоженості гальмує розклад та гуміфікацію рослинних решток, веде до їх консервації, обумовлює збільшення в складі гумусу  найбільш рухливих фульвокислот.

Окислювально-відновний стан грунтів впливає також на співвідношення в грунті елементів різного ступеню окислення та відновлення. Ця обставина грає суттєву роль в формуванні грунтового профілю, живленні рослин. При відновленні сполук заліза та марганцю підвищується їх розчинність, вони стають більш рухливими і можуть мігрувати навіть за межі грунтового профілю.

На стан поживного режиму для рослин негативно впливають як різко окислювальні процеси, так і різко відновні. Eh в межах 700-750 мВ, коли в грунті панують аеробні умови, сприяє зменшенню доступності рослинам заліза, марганцю, що веде до захворювання рослин. Зменшення  Eh до 250 мВ і нижче обумовлює  накопичення відновлених сполук заліза, марганцю в кількостях, що пригнічують розвиток рослин. Крім того, анаеробні умови, що складаються при низьких значеннях Eh, сприяють утворенню сполук, токсичних для рослин. Це сірководень, сода, етилен та інші.

Перетворення азотних сполук в грунті тісним чином пов’язані з окислювально-відновним станом  грунту. Процес нітрифікації найбільш інтенсивно протікає в умовах високої аерації грунту при Eh 550-600 мВ. При зменшені рівня аерації та розвитку відновлення процесів в грунтах підсилюється процес денітрифікації, з яким пов”язані основні витрати азоту з грунту.

І.П.Сердобольский (1949) представив схему, яка окреслює умови нормального живлення вищих рослин марганцем, залізом та нітратами в залежності від окислювально-відновних умов та реакції грунтового розчину.

На малюнку прямокутник ABCD окреслює звичайні умови живлення рослин. Пряма RS обмежує область нормального живлення рослин марганцем. Якщо значення Eh та pH такі, що умови живлення попадають в область, яка знаходиться вище та праворуч прямої RS, то рослини можуть відчувати дефіцит марганцю.

За аналогією пряма КL обмежує область нормального живлення залізом.

Відрізок МN, що проходить рівень » 340 мВ, відокремлює область посилення денітрифікації.

Таким чином, найбільш сприятливі умови для живлення рослин марганцем та залізом обмежені площами 1 та 2, а з урахуванням денітрифікаційних процесів –площею 2.

Мал.1. Умови живлення рослин в залежності від Eh та pH (за І.П. Сердобольским): 1 - нормальне живлення рослин залізом та марганцем; 2 - нормальне живлення рослин залізом, марганцем та нітратами.

10. Грунтові колоїді та вбирна здатність грунту

Між твердою, рідкою та газоподібною фазами грунту ідуть постійні процеси взаємодії. Важливіший з них – поглинання твердою фазою різних речовин, що знаходяться в рідкому або газоподібному стані. Це явище поглинання та утримання різних сполук називається вбирною здатністю грунту. Вбирна зітніть грунту має велике значення не тільки в утворенні та еволюції грунтів, але й в практиці землеробства.  Вона обумовлює утримання грунтом різних розчинених сполук, в тому числі важливих для життя рослин і мікроорганізмів, елементів живлення.

Основну роль в явищах вбирної здатності грунтів відіграють тонко дисперсні частки розміром менше 0,0002 мм, які називаються колоїдами. Вся сукупність колоїдів в грунті по пропозиції академіка К.К.Гедройца називається грунтово-вбирним комплексом (ГВК). Утворення колоїдів в грунті відбувається або внаслідок подрібнення крупних часток при вивітрюванні, механічній та хімічній ерозії, або конденсаційним шляхом внаслідок сполучення молекулярно подрібнених речовин.

По складу грунтові колоїди можуть бути мінеральними, органічними та органо-мінеральними. До мінеральних відносять тонко дисперсні первинні мінерали (кварц, слюда), вторинні кристалічні мінерали (каолініт, гідрослюди та інше), вторинні аморфні мінерали (гідрати оксидів заліза, алюмінію, кремнію). Органічні колоїди представлені гумусовими кислотами та їх солями, а органо-мінеральні – комплексними сполуками гумусових речовин з мінералами.

Колоїдна частка називається міцелою. Вона складається з ядра, яке являє собою агрегати молекул даної речовини. На поверхні ядра знаходиться шар молекул, здатних до дисоціації. Цей шар називають іоногенним. Іони, що безпосередньо знаходяться на поверхні ядра утворюють так званий потенціал визначаючий шар. А за ним знаходиться шар компенсуючих іонів, які мають заряд протилежний потенціал визначаючому шару.

Відомо, що різні речовини легко вступають в реакцію з друг другом, якщо вони розчинені в воді, тому що при цьому вони розпадаються на молекули та іони, що швидко реагують між собою. Грунтові колоїди не розчиняються в воді, однак беруть активну участь в хімічних реакціях. В реакцію вступають тільки молекули та іони поверхневого шару колоїдних часток. Чим дрібніше роздроблена якась нерозчинна речовина, тим більше її сумарна поверхня і тим більше на ній знаходиться молекул та іонів. Вони мають вільний заряд І можуть притягувати з оточуючого розчину іони, які несуть протилежний заряд. Кожна колоїдна частка активно реагує з молекулами води оточуючого II розчину та гідратується. Навкруги частки утворюється гідратна плівка різної товщини в залежності від природи колоїду та сили заряду.

Колоїди, здатні утримувати багатошарові плівки води, називають гідрофільними, а слабо гідратовані - гідрофобними, до гідрофільних колоїдів відносяться: кремнекислота, гумусові кислоти, білки, а до гідрофобних - гідроокис заліза, мінерали групи каолініту. З водою колоїдні частки утворюють колоїдні розчини. Вони можуть бути двох типів: золь та гель. Золь - колоїдний розчин, в якому частки вільно рухаються в  звішеному стані, мають однаковий заряд і практично не осідають. Для того, щоб частки осіли, треба ввести в розчин речовини, що мають протилежний заряд (електроліти). До них в першу чергу відносяться прості мінеральні солі, які часто знаходяться в ґрунтовому розчині. Позитивні іони металів (катіони) взаємодіють з від’ємними колоїдними частками (аніонами) і нейтралізують їх. Електронейтральні частки починають осідати, злипаючись друг з другом, утворюючі плівки та скоринки, - так іде перехід золю в гель. Гель – це студениста дисперсна система, що утворюється з колоїдного розчину. Процес переходу золю в гель називають коагуляцією, а протилежне явище – пептизацією. Коагуляція ґрунтових колоїдів під впливом одновалентних катіонів – зворотна і приводить до утворення неводостійкої структури, грунти можуть запливати. Незворотна коагуляція проходить тільки під впливом полівалентних катіонів (Са, Мg, Аl, Fе).

Найкращі клеючі здібності в грунті мають гелі гумусових речовин, що насичені кальцієм. Ці колоїди міцно з’єднують грунтові частки і  тому є кращими структуроутворювачами. Колоїди, насичені залізом, дуже міцні, містять мало води, сприяють утворенню дуже щільних горизонтів. Колоїди, що насичені

натрієм, здатні до пептизації, яка веде до руйнування структури грунту та

збідненню гумусом. Коагуляція колоїдів може проходити також при взаємній нейтралізації протилежно заряджених колоїдів, при зменшенні кількості води, наприклад, при її випаровуванні чи замерзанні.  Колоїдам в грунті належить надзвичайна роль. З ними тісно пов’язане утворення структури грунту, її вологоємкість та Інші фізико-механічні властивості. Про кількість колоїдних речовин в грунті можна судити по його гранулометричному та мінералогічному складу, вмісту гумусу. 

Як відомо, грунт являє собою дисперсне тіло, яке складається з часток різного розміру. Це явище обумовлює важливу властивість грунту – бути пористим тілом, тобто в ньому не весь простір заповнений твердими частками і між ними є певний простір –пори та інші порожнини різного розміру. Вся порожнина в грунті в сукупності складає порозність грунту. В різних грунтах і навіть генетичних горизонтах одного грунту величина поризності може коливатись в досить широких межах від 25-30% загального об’єму грунту до 90% в лісових підстилках та торфовищах. Пори та порожнини грунту в природному стані ніколи не бувають порожніми, вони завжди заповнені або грунтовим повітрям, або водою, а найчастіше одночасно і тим, і іншім. Тому в грунті виділяють три головні складові частини або фази: тверду, газоподібну та рідку, які завжди знаходяться в стані постійного зв’язку та взаємозв’язку. Газоподібна та рідка фази грунту найбільш активні, а тверда –більш інертна, тому, що більшість речовин з яких вона складається нерозчинні у воді. Разом з тим певна частина твердої фази здатна приймати досить активну участь в багатьох грунтових процесах та реакціях завдяки її великій сумарній площі поверхні, яка залежить від дисперсності грунтових часточок. Цю частину твердої фази грунту називають грунтовими колоїдами або грунтово-колоїдним комплексом. Тобто, колоїдами грунту називаються частки менші за 0,00025.

Утворення колоїдів в грунті відбувається або внаслідок подрібнення крупних часток при вивітрюванні, механічній та хімічній ерозії, або конденсаційним шляхом внаслідок сполучення молекулярно подрібнених речовин.

 По складу грунтові колоди можуть бути мінеральними, органічними та органо-мінеральними. До мінеральних відносять тонко дисперсні превинні матеріали (кварц, слюда), вторинні кристалічні мінерали (каолініт, гідрослюди та інше), вторинні аморфні мінерали (гідрати оксидів заліза, алюмінію, кремнію). Органічні колоїди представлені гумусовими кислотами та їх солями, а органо-мінеральні – комплексними сполуками гумусових речовин з мінералами.

Відомо, що різні речовини легко вступають в реакцію з друг другом, якщо вони розчиненні у воді, тому що при цьому розпадаються на молекули та іони, що швидко реагують між собою. Грунтові колоїди не розчиняються у воді, однак беруть активну участь в хімічних реакціях. В реакцію вступають тільки молекули та іони поверхневого шару колоїдних часток. Чим дрібніше розроблена якась нерозчинна речовина, тим більша її сумарна поверхня і тим більше на ній знаходиться молекул та іонів. Вони мають вільний заряд і можуть притягувати з оточуючого розчину іони, які несуть протилежний заряд. Кожна колоїдна частка активно реагує з молекулами води оточуючого її розчину та гідратується. Навкруги частки утворюється гідратна плівка різної товщини в залежності від природи колоїду та сили заряду.

 Колоїди, здатні утримувати багатошарові плівки води, називають гідрофільними, а слабо гідратовані – гідрофобними, до гідрофільних колоїдів відносяться: кремнекислота, гумусові кислоти, білки, а до гідрофобних – гідрооксид заліза, мінерали групи каолініту. З водою колоїдні частки утворюють колоїдні розчини. Вони можуть бути двох типів: золь та гель. Золь – колоїдний розчин, в якому частки вільно рухаються в зовнішньому стані, мають однаковий заряд і практично не осідають. Для того, щоб частки осіли, треба ввести в розчин речовини що мають протилежний заряд (електроліти). До них в першу чергу відноситься приріст мінеральної солі, які часто знаходяться в грунтовому розчині. Позитивні іони металів (катіони) взаємодіють з від’ємними колоїдними частками (аніонами) і нейтралізують їх. Електронейтральні частки починають осідати, злипаючись один з одним, утворюючи плівки та скоринки, - так іде перехід золю в гель. Гель – це студениста дисперсна система, що утворюється з колоїдного розчину. Процес переходу золю в гель називають коагуляцією, а протилежне явище – пептизацією. Коагуляція грунтових колоїдів під впливом одновалентних катіонів – зворотна і приводить до утворення неводостійкої структури, грунти можуть запливати. Незворотна коагуляція проходить тільки під впливом полівалентних катіонів (Ca, Ma. Al, Fе).

Найкращі клеючі здатності в грунті мають гелі гумусових речовин, що насичені кальцієм. Ці колоїди міцно з’єднують грунтові частки і тому є кращими структуроутворювачами. Колоїди, насичені залізом, дуже міцні, містять мало води, сприяють утворенню дуже щільних горизонтів. Колоїди, що насичені натрієм, здатні до пептизації, яка веде до руйнування структури грунту та збідненню гумусом. Коагуляція колоїдів може проходити також при взаємній нейтралізації протилежно заряджених колоїдів, при зменшенні кількості води, наприклад, при її випаровуванні чи замерзанні. Колоїдам в грунті належить надзвичайна роль. З ним тісно пов’язане утворення структури грунту, її вологоємкість та інші фізико-хімічні властивості. Про кількість колоїдних речовин в грунті можна судити по його гранулометричному та мінералогічному складу, вмісту гумусу.

Грунтовий колоїдний комплекс або грунтово-вбирний комплекс (ГВК) являє собою сукупність всіх колоїдів грунту і обумовлює найважливішу властивість грунту – його вбирну здатність.

Вбирна здатність грунту – це його властивість поглинати різні тверді, рідкі та газоподібні речовини або збільшувати їх концентрацію на поверхні колоїдних часток.

Людина давно знала про поглинання різних речовин грунтом. Моряки в давні часи використовували цю унікальну властивість грунту для очищення морської води від надлишку розчинних в ній солей.

При пропусканні морської води через грунт чи вапнякове каміння солі затримувались, а вода ставала більш прісною і менш шкідливою для здоров’я.

В наш час розроблені спеціальні штучні речовини з високою поглинальною здатністю, які очищують воду від солей та інших зайвих речовин і морська вода може використовуватись в технічних цілях і, навіть, для готування їжі. Подібні речовини використовуються для очистки води від найдрібніших часток грунту, органічних залишків, деяких мікроелементів. Це так звані фільтри різної модифікації, в дрібнинних порах яких затримуються всі розчинні в воді речовини, і вода після фільтрації стає чистішою.

Вбирна здатність вугілля була використана в часи першої світової війни, коли вперше проти людства були застосовані отруйні гази. Академік Н.Д.Залінський, шляхом комбінації вати і вугілля винайшов перший протигаз, принцип дії якого застосовується до цього часу.

Вбирна здатність грунту має велике значення і для сільського господарства. Перші спостереження про поглинання деяких речовин та використання їх рослинами в період росту були зроблені біля 200 років тому.

В наш час існує багато фактів, які розширюють та поглиблюють теорію поглинання грунтом різних речовин.

Засновник вчення про вбирну здатність грунтів академік К.К.Гедройц запропонував на основі безпосередньої прочини поглинання тих чи інших речовин, розрізняти п’ять видів вбирної здатності грунтів: механічна, фізико-хімічна, фізична хімічна та біологічна. Розглянемо ці види окремо.

Механічна вбирна здатність – це здатність грунту затримувати дрібні частки іншої речовини в своїх порах.

Фізико-хімічна або обмінна вбирна здатність обумовлена обміном катіонів грунту на катіони грунтового розчину в еквівалентних кількостях. Цей вид поглинання схематично має такий вигляд

(ГВК)Ca ²⁺ + KCl↔(ГВК)     + CaCl₂

 Фізико-хімічне поглинання в грунті найчастіше проходить при зміні рівня вологості, внесенні добрив та інших меліорантів, при підйомі грунтових вод, зрошенні тощо. Навіть незначна зміна в концентрації та складі грунтового розчину викликає зміну в складі поглинутих грунтом катіонів. таким чином, грунтово-вбирний комплекс та грунтовий розчин постійно знаходяться в стані тісного взаємозв’язку та взаємовпливу. Кожна різновидність грунту містить в своєму грунтово-вбирному комплексі певний чітко визначений склад та кількість катіонів, основною суттєвою відміною фізико-хімічного поглинання від хімічного є те, що при фізико-хімічному поглинанні реакція взаємодії проходить тільки на поверхні колоїдних часток.

Хімічна вбирна здатність або хемосорбція, де здатність, яка супроводжується утворенням в грунті важкорозчинних чи нерозчинних сполук. Прикладом хімічного поглинання може бути утворення за певних умов в грунті гіпсу при взаємодії сірчанокислого натрію з хлористим кальцієм, утворення фосфорнокислого кальцію з хлористого кальцію та фосфорнокислого натрію та інше.

Фізична вбирна здатність – це збільшення концентрації молекул різних речовин (газів, парів, розчинених сполук) на поверхні грунтових колоїдів за рахунок вільної поверхневої енергії.

Фізична вбирна здатність та фізико-хімінча дужа схожі і зв’язані. Інколи за фізичну здатність приймають два явища: фізико-хімічне та хімічне поглинання. Наприклад, молекула фосфорнокислого калію поглинається грунтом, на перший погляд має місце фізичне поглинання, але при детальному розгляді цього явища виявляється, що грунтово-вбирний комплекс поглинає не цілі молекули фосфорнокислого калію, а його іони, тобто це фізико-хімічне поглинання, схематично це має такий вигляд:

3(ГВК)Ca+2К₃РО₄=(ГВК)     + Ca₃(РО₄)₂

 В даному випадку витіснений іон кальцію з фосфорною кислотою утворює нерозчинний осад, тобто має місце і хімічне поглинання. Таким чином одночасно спостерігається два види поглинання. Даний приклад показує , що диференціація вбирної здатності грунту на види прийом досить відносний. Насправді всі означені види в грунті тісно взаємопов’язані і діють одночасно в залежності від конкретних умов. 

Біологічна вбирна здатність – це здатність грунтових мікроелементів та коренів рослин поглинати та утримувати різні біологічні елементи та сполуки. Цей вид вбирної здатності грає особливу роль в процесах грунтоутворення та живлення рослин. Завдяки біологічній вбирній здатності в грунті акумулюються загальні елементи живлення рослин та сполуки азоту.

Обмінно-поглинутими катіонами грунту вважаються катіони, що знаходяться в компенсуючому шарі колоїдної частки. По кількості обмінно-поглинутих катіонів можна мати уяву про величину вбирної здатності грунтів.

 Сума катіонів, що входять до грунтово-вбирного комплексу і здатні до обміну називаються ємністю вбирання або ємністю катіонного обміну. Вона позначається символом Е і вимірюється в мг-екв. на 100 г грунту.

Ємність катіонного обміну складається з двох показників: суми обмінних основ S, куди входять головним чином Na, K, Mg, Ca та поглинутого водню Н, вміст якого позначають літерою Н. Таким чином ємність катіонного обміну – це сума всіх катіонів грунту Е=S+Н.

Ємність катіонного обміну у різних грунтів неоднакова і залежить від складу та властивостей грунтових колоїдів. Чим більше в грунті глинистих мінералів та перегною, тим вища їх ємність катіонного обміну. В легких грунтах вона складає 5…10 мг-екв., в чорноземах може досягати 50…70 мг-екв. на 100 г грунту.

По складу ввібраних катіонів грунти діляться на насичені та ненасичені основами. До насичених основами відносять грунти, в грунтово-вбирному комплексі яких більше катіонів кальцію та магнію та відсутні катіони водню та алюмінію. Такі грунти мають водостійку структуру, слабокислу або нейтральну реакцію грунтового розчину та сприятливі водно-фізичні властивості. До них належать чорноземи та каштанові грунти.

 До ненасичених основами належать грунти, які в грунтово-вбирному комплексі разом з іонами кальцію та магнію містять іони водню та алюмінію. Структура таких грунтів не водостійка, вони схильні до запливання та утворення грунтової корки, мають несприятливу для рослин підвищену кислотність. До них відносять підзолисті, дерново-підзолисті грунти.

Суттєвий вплив на агрономічні властивості грунтів здійснює ступінь насиченості основами (V), тобто відношення суми поглинутих основ S до ємності катіонного обміну Е.

V=S/(S+Н)*100.

Ступінь насиченості грунтів основам показує, яку частину ємності катіонного обміну займають обмінні основи. Виражають її в %. Грунти, які не містять поглинутого водню (каштанові, бурі, чорноземи) мають ступінь насиченості 100%. В грунтах з гідролітичною кислотністю (поглинутий водень) вона завжди менша 100%, тому їх відносять до групи грунтів, ненасичених основами. Чим більше в грунтах поглинутого водню, тим менша його насиченість основами. Для різних грунтів вона може змінюватись від 5 до 100%, тим самим дозволяє судити про необхідність вапнування.

 9. Геостатистичні методи аналізу значно полегшують процес оцінювання показників ґрунтів, які отримують в результаті агроекологічного моніторингу, оскільки вони оперують залежними змінними, які корелюються в просторі або часі, причому ступінь кореляції між точками (в цьому випадку між контрольними ділянками агроекологічного моніторингу ґрунтів) обернено пропорційно залежить від відстані між ними. Ці методи дають змогу не тільки інтерполювати значення в місцях, де не відібрано проб ґрунту, будувати поверхні просторового розподілу показників ґрунтового покриву, а й оцінювати похибку побудови геостатистичних моделей.