Поглотительная способность почвы гедройц

Виды поглотительной способности почв. К.К. Гедройц выделил пять видов поглотительной способности почв: механическую, биологическую, химическую

К.К. Гедройц выделил пять видов поглотительной способности почв: механическую, биологическую, химическую, физическую и обменную.

Механическая поглотительная способность – свойство почвы задерживать в своих порах частицы из фильтрующихся суспензий. Другими словами почва задерживает частицы крупнее, чем система пор. На механическом поглощении основан прием кольматажа (заиливания), используемого для уменьшения фильтрации воды через дно и стенки каналов и водоемов. Данный прием применяется при создании оросительных и осушительных систем.

Биологическая поглотительная способность выражается в поглощении почвенной биотой и корнями растений веществ из почвенного раствора, другими словами это питание растений микроорганизмов.

Физическая поглотительная способность представляет собой изменение концентрации молекул растворенного вещества на поверхности твердых частиц почвы. Одним из видов физического поглощения является молекулярная сорбция, когда молекулы, какого либо вещества способны концентрироваться на поверхности почвенных частиц. Молекулярная сорбция может быть обусловлена ван-дер-ваальсовыми силами.

Химическая поглотительная способность. Данный вид поглотительной способности связан с образованием нерастворимых в воде соединений. В этом случае имеет место образования новой твердой фазы почвы. При взаимодействии катионов Са 2+ , Al 3+ , Fe 3+ , Mg 2+ с растворимыми в воде сульфатами, карбонатами и фосфатами образуются нерастворимые соединения, которые становятся частью твердой фазы почвы. Образование нерастворимых соединений имеет место при внесении в почву минеральных удобрений или при химической мелиорации почв.

Обменная или физико-химическая поглотительная способность. Наиболее важный вид поглотительной способности. Это способность почвы обменивать некоторую часть катионов диффузного слоя коллоидной мицеллы на эквивалентное количество катионов, находящихся в почвенном растворе. При этом между почвенной коллоидной массой и почвенным раствором устанавливается подвижное равновесие.

Обмен ионами между раствором и диффузным слоем коллоидной мицеллы идет по определенным правилам:

– обмениваются в основном катионы;

– обмен катионов почвенного раствора на катионы диффузного слоя происходит эквивалентно, то есть с учетом валентности. Как правило, сильнее поглощаются катионы с большей валентностью. По степени поглощения катионы можно расположить в ряд – Na + + ≤K + 2+ ≤Ca 2+ + 3+ 3+ ;

– реакции обмена носят обратимый характер;

– реакции обмена идут мгновенно;

– обменная поглотительная способность зависит от свойств коллоидов.

Для оценки обменной поглотительной способности почвы существует несколько показателей.

Почвенный поглощающий комплекс (ППК) – вся сумма органических и минеральных коллоидов вместе с поглощенными в них ионами. Кроме этого в ППК входят тела бактерий. Величина ППК в различных почвах зависит от гранулометрического состава, минералогического состава и от содержания гумуса.

Емкость катионного обмена (ЕКО) – максимальное количество обменных катионов в составе ППК, выраженное в мг·экв./100г почвы.

В состав ППК входят такие катионы: Са 2+ , Mg 2+ , H + , Al 3+ , K + , Na + , NH₄ + , Fe 3+ , и др.

Кроме катионов в ППК входят и анионы, например: Cl — , NO₃ — , SO₄ 2- , PO₄ 3- .

Чем выше емкость катионного обмена, тем потенциальное плодородие почв выше. ЕКО в разных почвах не одинаково (табл. 3).

Сумма обменных оснований (S) – сумма всех обменных катионов, за исключением H + и Al 3+ , выраженная в мг·экв./100г почвы. Как правило, эта величина либо меньше ЕКО, либо равна ей. Чем выше сумма обменных оснований, тем почва считается плодороднее.

Градация по сумме обменных оснований (мг·экв./100г почвы), следующая:

Таблица 3 – Емкость катионного обмена некоторых почв

Гидролитическая кислотность (Н_г) – сумма катионов H + и Al 3+ , выраженная в мг·экв./100г почвы. В зависимости от наличия H + и Al 3+ в ППК почвы делятся на насыщенные и ненасыщенные основаниями. К почвам, насыщенным основаниями относятся черноземы, каштановые почвы, сероземы (южные почвы). Ненасыщенные основаниями почвы – подзолистые, дерново-подзолистые, серые лесные, болотные почвы (северные почвы), они содержат в ППК водород и алюминий.

Степень насыщенности почв основаниями(V) – отношение суммы обменных оснований к емкости катионного обмена. Показатель выражается в процентах и определяется по формуле:

V = S : (S + H_г) · 100,

где: S – сумма обменных (поглощенных оснований); Н_г – величина гидролитической кислотности.

Почвы считаются ненасыщенными основаниями при V 80%.

Названные показатели используется для характеристики почв и почвенного плодородия, а также для обоснования необходимости поведения химических мелиораций, в частности известкования.

Источник

Учение К. К. Гедройца о поглотительной способности почв. Виды поглотительной способности почв.

По К.К.Гедройцу, поглотительная способность – это способность почвы задерживать соединения или части, их находящиеся в растворенном состоянии, а также коллоидально распыленные частички минерального и органического вещества, живые микроорганизмы и грубые суспензии.

Поглотительная способность обусловлена наличием почвенного поглощающего комплекса (ППК), основную часть которого составляет совокупность минеральных, органических и органоминеральных коллоидов.

Виды поглотительной способности:

1)Механическая-способность почвы обусловлена налисием в ней капилляров пор, в которых задерживаются твердые частицы, крупнее, чем система пор, а благодаря строению каппиляров в виде кривых и ломанных линий фильтруются суспензии.

2)Физическая-способность почвы поглощать из раствора целые молекулы растворенных минеральных и органических веществ и молекул воды.

3)Химическая-в почвах связана с образованием в результате хим. реакций нерастворимых или труднорастворимых соединений, выпадающих из раствора в осадок.

4)Физико-химическая(обменная)-обусловлена наличием на поверхности коллоида электрического заряда.

47. Степень насыщенности почв основаниями. Использование этого показателя для определения нуждаемости почв в известковании.

Реакция почвенного раствора зависит не только от размеров обменной и гидролитической кислотности, но и от степени насыщенности почвы основаниями. Если величину гидролитической кислотности почвы обозначить буквой H, а суммарное количество поглощенных оснований (Са, Мg, К, Nа и др.) — буквой S, то сложение их дает общую емкость поглощения почвы (Т) в мг*экв. на 100 г:

Сумма поглощенных оснований (S), выраженная в процентах от емкости поглощения (Т), называется степенью насыщенности почвы основаниями и обозначается V:

V = (S/T)*100, или V = S\(S+H)*100

Степень насыщенности показывает, какая часть общей емкости приходится на поглощенные основания и какая — на гидролитическую кислотность. Величина степени насыщенности основаниями — важный показатель для характеристики поглотительной способности и степени кислотности почвы.

При внесении извести нейтрализуются свободные органические и минеральные кислоты в почвенном растворе, а также ионы водорода в почвенном поглощающем комплексе, т.е. устраняется актуальная и обменная -кислотность, значительно снижается гидролитическая кислотность, повышается насыщенность почвы основаниями. Устраняя кислотность, известкование оказывает многостороннее положительное действие на свойства почвы, ее плодородие.

Систематика каштановых почв, агрохимические свойства и приемы мелиорации.

Смотри вопрос 33.

Выветривание и почвообразование. Роль биологического круговорота веществ в почвообразовании.

Почвообразование — сложный природный процесс образования почв, их развития, функционирования и эволюции под воздействием комплекса факторов почвообразования. На первых стадиях процесса с поселением живых организмов на поверхности горных пород или продуктах их выветривания и переотложением первичный почвообразовательный процесс по существу совпадает с выветриванием, и формирующаяся почва физически совмещена с корой выветривания. Затем выветривание и почвообразование разделяются в пространстве и времени, а почва формируется лишь в самой верхней зоне коры выветривания горных пород, часто после ее образования и переотложения.Необходимо иметь в виду, что в далекий абиотический период развития.

Земли выветривание происходило без почвообразования, т.е. на земной поверхности существовали коры выветривания, но не было почв. Отсутствовал один из важнейших факторов почвообразования — биогенный. Для разделения понятий «кора выветривания» и «почва» определим суть различий и сходства между ними.
Кора выветривания — часть поверхностного покрова суши, в котором ее скелетом являются топографически не смещенные продукты гипергенного изменения вещества материнских пород. В предложенном определении кора выветривания противопоставляется всему комплексу осадочных отложений как образований, возникающих за счет материала, топографически смещенного относительно источников сноса (по Е. В. Шанцеру). Характерные признаки коры выветривания — наследование структурно-текстурных признаков материнской породы, а также ее профильное строение. Горные породы, слагающие геологическое тело коры Основанием для этого служат качественные различия процессов, обусловливающих их развитие.

Биологический фактор почвообразования — В почвообразовании участвуют три группы организмов — зеленые растения, микроорганизмы и животные, составляющие сложные биоценозы.

Растительность. Растения являются единственным первоисточником органических веществ в почве. Основной функцией их как почвообразователей следует считать биологический круговорот веществ — синтез биомассы за счет углекислого газа атмосферы, солнечной энергии, воды и минеральных соединений, поступающих из почвы. Биомасса растений в виде корневых остатков и наземного опада возвращается в почву.

Дата добавления: 2018-08-06 ; просмотров: 893 ; Мы поможем в написании вашей работы!

Источник

Поглотительная способность и свойства почвы

Учение о поглотительной способности почв создал К.К. Гедройц. Видную роль в разработке этого учения сыграли работы Г. Вигнера и С. Маттсона.

Поглотительную способность почв обеспечивает почвенный поглощающий комплекс, под которым понимают совокупность минеральных, органических и органоминеральных частиц твердой фазы почвы, обладающих поглотительной способностью. Под поглотительной способностью почвы К.К. Гедройц понимал способность ее задерживать вещества, соприкасающиеся с ее твердой фазой через циркулирующие в ней воды. Задерживаться могут вещества, находящиеся в растворенном состоянии, минеральные или органические коллоидально-распыленные частицы, живые микроорганизмы и грубые суспензии. В зависимости от способа поглощения, характера совершаемого при этом процесса различают следующие виды поглотительной способности: механическую, физическую, физико-химическую (обменную), химическую и биологическую.

Механическая поглотительная способность почвы — это ее способность механически задерживать в своих порах частицы, взмученные в фильтрующейся через почву воде. При этом задерживаются грубые суспензии алюмосиликатных и органических частиц, коллоидально-распыленных веществ, что способствует сохранению ценной коллоидной фракции, некоторых удобрений, например фосфоритной муки и др. Интенсивность механического поглощения зависит от степени пористости почвы, размера пор, дисперсности вещества и т.д. Отсюда глинистые и суглинистые почвы обладают большей механической поглотительной способностью, чем песчаные и супесчаные. Этот вид поглотительной способности играет существенную роль и в распределении микроорганизмов в почвенном профиле.

Физическая поглотительная способность — способность почвы удерживать на поверхности твердой фазы минеральные и органические вещества за счет адсорбционных сил, т.е. происходит поглощение (адсорбция) частицами почвы целых молекул растворенных в почве электролитов, а также основных продуктов гидролитического расщепления солей слабых кислот и оснований. Физическое поглощение обусловлено наличием в системе высокодисперсной фазы почвы «почва + почвенный раствор» часто значительной свободной поверхностной энергии. Благодаря этой энергии и происходит концентрирование растворенных в почве веществ у поверхности твердых частичек почвы с почвенной влагой.

В крупнозернистых, например песчаных, почвах поверхностная энергия небольшая и не играет особой роли в почвенных процессах. С увеличением дисперсности почв, с увеличением количества ила, с ростом коллоидальной его фракции (частицы диаметром 15 N показали, что в органической форме в почве закрепляется 10-20% азота нитратных и 20-40% азота аммиачных удобрений. Это особенно важно для нитратного азота, который благодаря усвоению его микроорганизмами закрепляется в почве и предохраняется от вымывания. Хотя этот процесс и положительный, но при активной микробиологической деятельности, высоком содержании в почве безазотистого органического материала и низком содержании азота в почве возможны отрицательные явления вследствие конкуренции за питательные вещества между растениями и микробами.

На интенсивность биологического поглощения, зависящего от деятельности микроорганизмов, существенное влияние оказывают условия аэрации почвы, наличие в почве энергетического материала (органического вещества почвы, растительных остатков, органических удобрений). Легкодоступным источником энергетического материала для микроорганизмов в почве служат корневые выделения растений. Поэтому в зоне ризосферы (пространства, непосредственно прилегающего к корням растений) особенно интенсивно протекают микробиологические процессы. В питании растений большая роль принадлежит поселяющимся на корнях растений грибам, образующим микоризу. Грибы как аэробные организмы снабжаются через корни растения кислородом; они обладают способностью разлагать органическое вещество почвы и снабжать растение-хозяина элементами минеральной пищи, освобождаемой при этом разложении. Это приводит к тому, что питание растения в естественных условиях в сильной степени зависит от микробиологической деятельности в почве. Микробиологические процессы в почве можно регулировать внесением органических и минеральных удобрений, известкованием почвы, применением бактериального удобрения.

Химическая поглотительная способность — это способность почвы удерживать некоторые ионы путем образования в результате химических реакций нерастворимых или труднорастворимых в воде соединений или способность почвы переводить анионы и катионы почвенного раствора в труднорастворимые соединения.

Анионы азотной и соляной кислот (NO₃ — и Cl — ) ни с одним из катионов (Са 2+ , Mg 2+ , К + , Al 3+ , NH₄ + ) не образуют в воде труднорастворимых соединений, а следовательно, химически почвой не поглощаются.

Анионы угольной и серной кислот (СО₃ 2- , SO₄ 2- ) в почвах с большим количеством Са 2+ , Mg 2+ химически поглощаются, так как образуют с ними труднорастворимые в воде соединения. Химическое поглощение фосфорной кислоты в почве происходит при образовании труднорастворимых или нерастворимых солей с двухвалентными и трехвалентными катионами (Са 2+ , Mg 2+ , Fe 3+ , Al 3+ ).

В почвах с нейтральной или слабощелочной реакцией, содержащих обменно-поглощенный кальций, бикарбонаты кальция или магния в почвенном растворе, происходит химическое закрепление фосфорной кислоты в результате образования слаборастворимых фосфатов кальция и магния. Например, при внесении в почву с высоким содержанием кальция водорастворимого фосфорного удобрения (суперфосфата) идут следующие реакции.

С обменно-поглощенным кальцием в почве: $$(почва) \ce (почва)\beginH\\H\end + v 2CaHPO4,>$$ $$\ce<(почва) \beginСа\\Са\end + Ca(H2PO4)2 ->(почва) $$\beginH\\H\\H\\H\end$$ + v Ca3(PO4)2>.$$

Образующиеся в результате подобных химических реакций малорастворимые соли осаждаются и переходят из почвенного раствора в твердую фазу почвы. Поэтому такого типа процессы называют химическим поглощением. Если почвенный раствор имеет кислую реакцию, то образование нерастворимого в воде фосфата кальция затрудняется. Наоборот, при взаимодействии кислого раствора с твердой фазой, содержащей СаНРО₄ или Са₃(РО₄)₂, возникают процессы, прямо противоположные химическому поглощению, а именно процессы растворения. Подкисление может происходить в результате выделения углекислоты корнями растений и микроорганизмами или в результате образования азотной кислоты в процессе нитрификации.

Но в кислой среде могут образовываться и малорастворимые соли фосфорной кислоты при ее взаимодействии с гидратом окиси железа или гидратом окиси алюминия: $$\ce FePO4 + 3H2O>$$ $$или \ce AlPO4 + 3H2O>.$$

Образовавшиеся соли в отличие от фосфатов кальция малорастворимы в почвенном растворе с кислой реакцией среды. Поэтому в зависимости от реакции среды химическое поглощение фосфорной кислоты в почвах происходит по-разному. В почвах с кислой реакцией преимущественно образуются малорастворимые фосфаты полуторных окислов, а в почвах с нейтральной и щелочной реакцией химическое поглощение фосфорной кислоты может быть связано с образованием малорастворимых фосфатов кальция.

В результате химического поглощения фосфор фосфорных удобрений переходит в менее доступную для растений форму. По возрастающей интенсивности химического поглощения фосфорной кислоты почвы располагаются в такой последовательности: черноземы (почва) \beginNH_4\\NH_4\end + Ca(NO3)2>.$$

Реакция обмена катионов обратима. Поэтому реакцию обменного поглощения катионов правильнее изображать так: $$\ce <(почва) Ca + 2NaCl ->(почва) \beginNa\\Na\end + CaCl2>.$$

В зависимости от концентрации раствора, его объема, природы обменивающихся катионов и свойств адсорбирующих частиц почвы между катионами раствора и поглощенными катионами твердой фазы почвы устанавливается некоторое подвижное равновесие. Изменение состава почвенного раствора при внесении удобрения, образование растворимых соединений в результате деятельности микроорганизмов в почве, выделение СО₂ и других веществ корнями высших растений — все эти факторы смещают подвижное равновесие между твердой фазой почвы и почвенным раствором и вызывают переход одних катионов из раствора в поглощенное состояние и других из поглощенного состояния в почвенный раствор.

Обменное поглощение в почвах впервые было глубоко и всесторонне исследовано К.К. Гедройцем. Всю совокупность мелкодисперсных почвенных частиц (минеральных и органических), являющихся носителем обменной поглотительной способности почвы, К.К. Гедройц предложил называть почвенным поглощающим комплексом. В состав его входят почвенные коллоиды, т.е. частицы от 0,00025 до 0,001 мм. Последние обладают значительно меньшей способностью к обменному поглощению. Почвенные коллоиды подразделяются на органические, минеральные и органо-минеральные (последние слабо изучены).

Органические коллоиды представлены в основном гумусовыми веществами (гуминовые кислоты, фульвокислоты и их соли).

В состав минеральных коллоидов входят кристаллические глинистые минералы каолинитовой и монтмориллонитовой групп, гидрослюды, а также аморфные соединения — гидраты полуторных окислов, кремниевая кислота и др. Все органические и минеральные коллоиды имеют отрицательный заряд, за исключением коллоидов гидроокисей алюминия и железа, заряженных положительно. Этим объясняется ярко выраженная способность большинства почв к поглощению катионов, а не анионов. Глинистые минералы каолинитовой группы при кислой реакции также могут приобретать положительные заряды.

Гидроксильные ионы, связанные с алюминием в октаэдрическом слое, расположенном на внешней поверхности микрокристаллических частиц каолинита, при кислой реакции, т.е. при избытке в растворе ионов водорода, могут отщепляться, в результате чего на отдельных участках коллоидной частицы возникают положительные заряды. Основные свойства таких коллоидов могут проявляться на сильнокислых дерново-подзолистых почвах и красноземах.

Следовательно, у минералов каолинитовои группы при кислой реакции могут быть на разных участках одновременно положительный и отрицательный заряды. В этом случае они способны к поглощению из почвенного раствора анионов в обмен на ОН — . Поэтому, чем больше в поглощающем комплексе почвы минералов этой группы, а также гидроокисей алюминия и железа, тем ниже способность к обменному поглощению катионов, а способность к обменному поглощению анионов возрастает.

Обменное поглощение катионов имеет свои закономерности.

Реакция обмена протекает в эквивалентных соотношениях и обратима. При этом устанавливается подвижное равновесие между почвой и раствором.

При постоянной концентрации раствора количество катионов, вытесняемых из почвы в раствор, возрастает с увеличением объема раствора, а при постоянном объеме раствора количество катионов, вытесняемых из почвы в раствор, повышается с увеличением концентрации раствора вытесняющей соли.

Реакция обмена катионов протекает с большой скоростью, равновесие устанавливается в течение нескольких минут.

Разные катионы с неодинаковой энергией поглощаются почвой и удерживаются в поглощенном состоянии.

В общем, чем выше относительная атомная масса и чем больше заряд катиона, тем сильнее он поглощается и труднее вытесняется из поглощенного состояния другим катионом. Например, в ряду одновалентных катионов поглощение возрастает в следующем порядке: Li + + + + + с относительной атомной массой соответственно 6, 9, 23, 18, 39, 85. Двухвалентные катионы располагаются в ряд Mg 2+ 2+ 2+ (относительная атомная масса соответственно 24, 40, 59), а трехвалентные: А1 3+ 3+ (относительная атомная масса 27 и 56).

Вместе с тем двухзарядные катионы магния поглощаются сильнее однозарядных катионов натрия, кальций поглощается сильнее калия и т.д. (при одинаковых примерно относительных атомных массах). Для характеристики неодинаковой сорбируемости различных катионов К.К. Гедройц ввел понятие «энергия поглощения катионов».

Из общего правила есть существенные исключения. Так, ионы водорода, несмотря на наименьшую относительную атомную массу, обладают высокой способностью вытеснять другие катионы из поглощенного состояния. Энергия поглощения его в 4 раза больше, чем у кальция, и в 17 раз больше, чем у натрия.

Возрастание энергии поглощения катионов с увеличением их атомной массы объясняется тем, что с ростом атомной массы и размера катиона уменьшается степень их гидратации. Слабо гидратированные катионы сильнее притягиваются поверхностью коллоида. Необходимо также отметить, что минералы группы каолинита поглощают катионы только наружной поверхностью кристалла, так как они имеют незначительное свободное пространство между пакетами кристаллической решетки (2,8 А). У минералов же группы монт-мориллонита свободное пространство между пакетами значительно больше (в сухом состоянии 9,4 А, при набухании возрастает до 21 А), что делает возможным проникновение в это пространство даже сравнительно крупных ионов.

В почве происходит и необменное поглощение катионов, в результате чего глинистыми минералами (мусковитом, вермикулитом, иллитом, монтмориллонитом), имеющими трехслойную кристаллическую решетку, которая может расширяться, закрепляются катионы (калия, аммония, цезия, рубидия). Предполагается, что катионы попадают в межпакетные пространства кристаллической решетки этих минералов.

Необменное поглощение аммония и калия изменяется в очень широких пределах, в зависимости от генетических особенностей почв, их механического и минералогического состава. У черноземов оно выражено значительно сильнее, чем у дерново-подзолистых почв. Возрастает оно также при попеременном увлажнении и высушивании почв. Поэтому неглубокая заделка аммиачных и калийных солей в слои почвы, подверженной попеременному увлажнению и высушиванию, усиливает необменное поглощение аммония и калия, внесенных с удобрениями. Необменно-поглощенные почвой аммоний и калий медленнее освобождаются в доступные растениям формы, чем обменно-поглощенные.

Емкость поглощения катионов почвой — максимальное количество обменных катионов, которые могут быть поглощены почвой. Емкость поглощения удобнее всего выражать в миллимолях на 100 г почвы. Если, например, 100 г почвы содержат 500 мг поглощенного кальция (и больше никаких других катионов), то емкость поглощения такой почвы равна 500 : 20 = 25 ммоль/100 г почвы (эквивалентная масса кальция 40 : 2 = 20, поэтому 1 ммоль кальция равен 20 мг Са). Если весь кальций (500 мг) вытеснить NH₄Cl, то вместо кальция поглотится 450 мг NH₄ и почва будет содержать 450 мг поглощенного аммония (эквивалент NH₄ = 18). Поэтому при обмене Са на NH₄ на место 20 мг Са будет поглощено 18 мг аммония. Емкость же поглощения остается одинаковой; если выразить ее в миллимолях, то она опять будет равна 25 ммоль/100 г почвы, так как 450 : 18 = 25, т.е. емкость поглощения для конкретной почвы — величина постоянная.

Величина емкости поглощения определяется рядом факторов: 1) содержанием высокодисперсных частиц в почве; 2) химическим и минералогическим составом почвенных коллоидов; 3) реакцией почвы (величиной pH). Почвы, содержащие в большом количестве высокодисперсные частицы, отличаются высокой емкостью поглощения; емкость поглощения катионов у глинистых почв выше, чем у песчаных.

Разные группы почвенных коллоидов резко отличаются по емкости поглощения. Из глинистых минералов наибольшей емкостью поглощения обладают минералы группы монтмориллонита. Эти минералы характеризуются высокой степенью дисперсности, соответственно этому емкость поглощения катионов у монтмориллонита сравнительно велика — 60-150 ммоль/100 г минерала. Каолинит отличается малой дисперсностью и небольшой активной поверхностью. Соответственно невысока и его емкость поглощения катионов — всего 3-15 ммоль/100 г минерала.

Органические почвенные коллоиды — гумусовые вещества — обладают значительно большей поглотительной способностью по сравнению с минеральными. Отличия в емкости обмена катионов гуминовыми кислотами различного происхождения определяются разным содержанием функциональных групп: гуминовые кислоты подзолистых почв имеют емкость обмена около 350 ммоль/100 г вещества (при pH = 7,0), а у гуминовых кислот чернозема и каштановых почв при тех же условиях — 400-500 ммоль/100 г. Поэтому черноземы имеют более высокую величину емкости поглощения (40-60 ммоль/100 г почвы) по сравнению с дерново-подзолистыми почвами (10-15 ммоль/100 г). Емкость поглощения третьей группы высоко-дисперсных почвенных частиц — аморфных минеральных коллоидов — зависит от соотношения в их составе SiO₂: R₂O₃. Чем шире это отношение, чем больше ацидоидная часть, тем выше и величина емкости поглощения ими катионов.

С повышением pH увеличивается и емкость поглощения, так как возрастает отрицательный заряд коллоидов и, следовательно, поглотительная способность по отношению к катионам.

Обменная поглотительная способность зависит от состава почвенных коллоидов. Чем больше в составе мелкодисперсной фракции почвы органического вещества и минералов глин монтмориллонитовой группы, тем выше бывает емкость поглощения. Способность органического вещества почвы к адсорбции катионов обусловлена кислотной (ацидоидной) природой перегнойных веществ, благодаря которой органические почвенные коллоиды имеют отрицательный заряд. Отрицательный заряд органическим коллоидам сообщают карбоксильные группы по такой схеме: $$\ce RCOOH- + H+>$$

Реакцию обмена катионов, поглощенных органическими почвенными коллоидами, можно представить следующим образом: $$ \ce\nearrow \\ \searrow \end\beginCOO\\ \\COO\end\begin\nwarrow \\ \swarrow \end\;Ca + 2KCl R\; \begin\nearrow \\ \searrow \end\beginCOOK\\ \\COOK\end + CaCl2>$$

Способность к обмену катионов у минеральных частиц мелко-дисперсной фракции почв также связана с отрицательным зарядом.

Возникновение отрицательного заряда у почвенных минералов связано главным образом с наличием изоморфных замещений в силикатных и алюмосиликатных структурах (например, кремния на алюминий и др.), что можно объяснить следующим образом. Соединение состава (SiO₂)n нейтрально, но если в кремнекислородной структуре некоторая часть атомов кремния в тетраэдрической координации замещена на атомы алюминия, то такое замещение нарушает нейтральность и сообщает алюмосиликатному образованию отрицательный заряд. Схематически это можно представить так: $$\ce<\begin[(SiO2)_n]& &[(SiO2)_ AlO2]^-\\ \begin\text<нейтральная>\\ \text<структура>\end&& \begin\text<структура с отрицательным>\\ \text<элетрическим зарядом>\end \end>$$

Отрицательный заряд в алюмосиликатах уравновешивается соответственным количеством таких катионов, как К + , Na + , Са 2+ и др.

У минералов глин, входящих в состав мелкодисперсной фракции почвы, эти катионы оказываются способными к диссоциации и обмену на другие катионы по схеме $$\ce <[(SiO2)_AlO2] K -> [(SiO2)_ AlO2]^- + K+>.$$

Приведенная схема показывает, почему именно алюмосиликаты, а не свободная SiO₂ оказываются носителями обменной поглотительной способности минеральной части почвы. Алюминий, входящий в состав кремнекислородной (тетраэдрической) структуры, замещающий в ней частично кремний, сообщает этой структуре кислотные свойства, которыми чистая SiO₂ не обладает.

Среди почвенных минералов наиболее высокой обменной способностью, обусловленной указанными причинами, обладает монтмориллонит. Решетка монтмориллонита состоит из множества плоских пакетов, состав и строение которых схематически можно представить так: $$\ce<. O3Si2O2OHAl2OHO2Si2O3. >$$

Такая структура нейтральна, алюминий (в центральной части пакета) образует в ней слой с октаэдрической координацией, и в этом положении отрицательного заряда алюмосиликатной структуре он не сообщает. Однако заряд появляется, если алюминий частично заместит кремний в кремнекислородном слое, например: $$\ce<[. O3Si2O2OHAl2OHSiAlO2. ]^->.$$

Таким образом, влияние алюминия на заряд алюмосиликатной структуры связано с его положением в ней. Алюминий, образующий самостоятельный алюмокислородный или алюмогидроксильный слой с октаэдрической координацией, ацидоидными свойствами не обладает. Кроме частичного замещения кремния на алюминий у монтмориллонита причиной появления отрицательного заряда бывают и другие изоморфные замещения, например частичная замена алюминия в октаэдрической координации на магний: $$\ce<[. O3Si2O2OHAlMgOHO2Si2O3. ]^->$$

Высокообменная способность минералов данного типа обусловлена также тем, что обмен катионов у них не ограничивается внешней поверхностью микрокристаллических частиц, но распространяется внутрь их вследствие того, что при набухании раствор проникает в межпакетные промежутки кристаллической решетки микрокристаллов.

Другие минералы мелкодисперсной фракции почвы имеют более плотную упаковку, и поэтому обмен катионов происходит у них только на внешней поверхности микрокристаллов. К таким относятся, в частности, минералы группы каолинита, состав и строение пакетов которого можно представить так: $$\ce<. O3Si2O2OHAl2(OH)3. >$$

По сравнению с минералами монтмориллонитовой группы каолинит отличается более высоким содержанием алюминия и меньшим — кремнекислоты. Алюминий в такой структуре не только не сообщает ацидоидных свойств минералу, а, наоборот, может проявить свои основные свойства за счет связанных с алюминием гидроксильных ионов выходящих на внешнюю поверхность микрокристаллических частиц: $$\ce<[. O3Si2O2OHAl2(OH)2. ]^+ + OH^->.$$

Еще в большей степени проявляются основные (базоидные) свойства у свободных, не связанных с кремнекислотой полуторных окислов (алюминия и железа), которые в кислой среде реагируют преимущественно как основания: $$\ce <[Fe(OH)_3]_n ->[Fe_n(OH)_<3n-1>]^+ + OH^->,$$ $$\ce <[Al(OH)_3]_n ->[Al_n(OH)_<3n-1>]^+ + OH^->,$$

По мере общего увеличения в составе мелкодисперсной фракции почв содержания алюминия и железа и уменьшения количества кремнекислоти наблюдаются, как правило, снижение способности к обмену катионов, уменьшение емкости поглощения.

Таким образом, емкость поглощения почвы зависит от общего содержания мелкодисперсной коллоидной фракции, от ее химического состава и связанного с ним строения адсорбирующих частиц. Малая емкость поглощения у легких песчаных и бедных органическим веществом почв объясняется вообще малым содержанием в них мелкодисперсной коллоидной фракции. Невысокая емкость поглощения дерново-подзолистых почв может быть обусловлена повышенным содержанием в мелкодисперсной фракции свободных полуторных оксидов, а среди алюмосиликатных минералов — глин с преобладанием структур типа каолина. Высокая емкость поглощения у почв черноземного типа обусловлена как повышенным содержанием у них тонкодисперсной фракции с большой долей органических веществ в ее составе, так и преобладанием среди минералов-глин монтмориллонита с высоким соотношением SiO₂:(Al₂O₃ + Fe₂O₃). На емкость поглощения влияет также реакция среды. Как органические, так и большинство минеральных почвенных коллоидов, обладающих ацидоидными свойствами, проявляют их в большей степени в условиях нейтральной и слабощелочной среды. При кислой реакции, наоборот, заряд почвенных коллоидов уменьшается, в результате чего емкость поглощения катионов несколько снижается.

Состав поглощенных катионов. Большая часть емкости поглощения черноземных почв, как правило, занята кальцием (30-40 ммоль) и магнием (5-10 ммоль). В поглощающем комплексе солонцовых и засоленных почв (солонцах, солончаках) кроме кальция и магния содержатся катионы натрия, а подзолистых и латеритных — ионы алюминия и водорода.

Состав поглощенных катионов оказывает на свойства почвы определенное влияние.

Вследствие обратимости реакции обмена катионов почва обладает способностью регулировать состав почвенного раствора (КСl на черноземе вытесняет Са 2+ , а на кислых почвах — А1 3+ и Н + ). Состав поглощенных катионов может оказать существенное влияние на действие удобрений.

Состав поглощенных катионов влияет на состояние самого поглощающего комплекса (кальций и магний увеличивают емкость поглощения, улучшают физические свойства почвы, натрий ухудшает их).

Ионы водорода создают кислотность почвы и вызывают постепенное разрушение минералов, входящих в состав поглощающего комплекса почвы. Поэтому вытеснение поглощенного кальция водородом приводит к уменьшению емкости поглощения, что также ухудшает структуру почвы. Внесением удобрений можно регулировать соотношение поглощенных катионов в почве. Известкование дерново-подзолистых почв и гипсование солонцовых увеличивают содержание кальция в поглощающем комплексе.

Реакция почвы — соотношение концентрации Н + и ОН — ионов в почвенном растворе, выраженное через pH водной или солевой вытяжки из почвы. Реакция почвы — существенный фактор, влияющий на высшие растения и микроорганизмы. Удобрения часто изменяют реакцию почвенного раствора (например, при известковании или внесении физиологически кислых солей).

Физиологически кислым удобрением называется такое удобрение, при внесении которого подкисляется почва из-за преимущественного использования растениями катионов.

Реакция почвенного раствора (как и всякого другого раствора) определяется концентрацией находящихся в нем ионов водорода (Н + ) и гидроксила (ОН — ). В чистой воде, имеющей нейтральную реакцию, концентрация ионов водорода равна концентрации ионов гидроксила. При электролитической диссоциации воды получается равное количество ионов Н + и ОН — . Степень диссоциации воды очень мала. Концентрация ионов водорода в чистой воде равна 1/10 7 г/л. Соляная и азотная кислоты в разведенном растворе диссоциируют полностью, поэтому если к 1 л воды добавить 1 ммоль НCl, то в растворе будет около 1 ммоль Н + , т.е. 0,001 г = 1/10 3 Н + . Упрощенно концентрацию ионов водорода выражают через pH (отрицательный логарифм концентрации ионов водорода). Так как в нейтральном растворе концентрация ионов водорода равна 0,0000001 = 1-10 -7 , то pH = 7.

Реакция почвенных растворов может колебаться в довольно значительных пределах, начиная от pH = 3-3,5 (это самая кислая реакция, которая характерна для сфагновых торфов и лесных подстилок сфагновых лесов) и кончая pH = 10-11 (такая щелочная реакция может быть у солонцов).

Кислотность почвы — это свойство почвы, обусловленное наличием водородных ионов в почвенном растворе и обменных ионов водорода и алюминия в почвенном поглощающем комплексе.

Раствор будет щелочным, если концентрация ионов ОН — больше концентрации Н + , чем в чистой нейтральной воде. Следовательно, если показатель pH меньше 7 — это кислая реакция, pH равен 7 — нейтральная, pH больше 7 — щелочная.

Концентрации ионов водорода и гидроксила находятся в такой зависимости: С[Н + ] + С[ОН — ] = 10 -14 , т.е. чем больше концентрация ионов гидроксила, тем меньше концентрация ионов водорода, и наоборот.

В почвенном растворе всегда содержится углекислота, которая образуется в результате биологической деятельности. Она оказывает подкисляющее действие на почвенный раствор: $$\ce,$$ $$\ce.$$

Однако эта кислотность подвергается нейтрализации поглощен-ными основаниями (кальция и магния) и карбонатами тех же металлов: $$\ce <\text<(почва)>Na + H2CO3 = \text <(почва)>H + NaHCO3>,$$ $$\ce <\text<(почва)>\beginNa\\Na\end + H2CO3 = \text <(почва)>\beginH\\H\end + Na2CO3>.$$

Углекислые соли в растворе подвергаются гидролитической диссоциации: $$\ce,$$ $$\ce.$$

Так как Са(ОН)₂ и NaOH — сильные основания, а Н₂СО₃ — очень слабая кислота, то при растворении углекислых солей в воде вследствие преобладания ОН- реакция смещается в щелочную сторону. Особенно резко подщелачивает раствор карбонат натрия, слабее — бикарбонат натрия и еще слабее — бикарбонаты магния и кальция.

Таким образом, щелочность почвы — это способность ее проявлять свойства оснований.

Реакция почвенного раствора разных почв зависит от состава поглощенных катионов и наличия в почве карбонатов. Если в поглощающем комплексе много натрия (солонцы, солончаки), то реакция почвенного раствора определяется наличием углекислых солей. У этих почв она бывает равной 8-8,5. При преобладании в поглощающем комплексе катионов кальция или присутствии карбонатов кальция и магния (карбонатные почвы, многие черноземы) реакция регулируется главным образом присутствием в почвенном растворе бикарбоната кальция; pH таких почв колеблется в пределах 7-8. Если же в почве кроме кальция и магния присутствуют алюминий и водород (выщелоченные и деградированные черноземы, дерново-подзолистые почвы), реакция почвенного раствора определяется одновременно присутствием свободной углекислоты и бикарбоната кальция (Н₂СО₃ + Са(НСО₃)₂), а также растворимых органических кислот и их солей. Чем меньше кальция и больше водорода, тем меньше будет Са(НСО₃)₂ и больше свободной Н₂СО₃, pH колеблется от 5 до 7.

Кроме СО₂ и органических кислот почвенный раствор могут подкислять и соли алюминия: $$\ce Al(OH)3 + 3H+ +3Cl->.$$

Реакция почвенного раствора сильнокислых почв может опуститься до 3,5-4.

Различают активную кислотность и потенциальную, которая подразделяется на обменную и гидролитическую. Активная кислотность почвенного раствора создается углекислотой (Н₂СО₃) и частично растворимыми органическими кислотами и гидролитически кислыми солями. Обнаруживается она определением pH почвенного раствора или водной вытяжки из почвы. Обменная кислотность создается наличием ионов водорода и алюминия в обменном состоянии почвы, которые вытесняются при взаимодействии нейтральной соли с почвенным поглощающим комплексом: $$\ce <\text(почва) H + KCl = \text<почва>K + HCl>,$$ $$\ce <\text(почва) Al + 3KCl = \text<почва>\beginK\\K\\K\end + AlCl3>,$$ $$\ce.$$

Внесение удобрений на почвах с обменной кислотностью может вызвать еще большее подкисление, поэтому при применении удобрений с этим нужно считаться.

Гидролитическая кислотность почвы образуется при действии гидролитически щелочной соли (СН₃СОONa) на почвенный поглощающий комплекс. Уксуснокислый натрий сообщает раствору щелочную реакцию: $$\ce,$$ $$\ce<(почва) H + NaOH + CH3COOH = (почва) Na + H2O + CH3COOH>.$$

Выщелоченные и оподзоленные черноземы имеют гидролитическую кислотность. Определение гидролитической кислотности важно при решении практических задач, связанных с применением удобрений, известкованием, фосфоритованием почв и другими агрохимическими приемами.

Степень насыщенности почв основаниями показывает, какая доля от общей емкости поглощения приходится на поглощенные основания: $$V = \frac;\; T = S + H,$$

где V — степень насыщенности основаниями (%); S — сумма поглощенных оснований (ммоль); Н — гидролитическая кислотность (ммоль); Т — емкость поглощения.

Существуют понятия буферность и кислотно-основная буферность почвы.

Буферность почвы — это способность почвы противостоять изменению ее свойств при воздействии различных факторов, а кислотно-основная буферность почвы — ее способность противостоять изменению pH почвенного раствора при взаимодействии почвы с кислотами и основаниями.

Например: \(\ce\). Если к такому раствору прибавить щелочь, то равновесие сместится и часть молекул СН₃СООН перейдет в диссоциированное состояние. Поэтому pH раствора изменится мало; раствор будет оказывать буферное действие против подщелачивания.

Раствор смеси слабой кислоты и ее соли, например СН₃СООН и CH₃COONa, будет буферным также и по отношению к подкислению. Под влиянием электролитической диссоциации соли подавляется диссоциация и без того слабой кислоты: $$\ce CH3COO- + Na+>,$$ $$\ce.$$

Если к такой смеси прибавить сильную кислоту, то ионы водорода будут соединяться с анионами СН₃СОО — и переходить в недиссоциированное состояние, поэтому pH будет изменяться мало — раствор будет буферить против подкисления. Подобного рода буферностью обладает почвенный раствор, так как в нем присутствуют слабые кислоты и их соли (например, углекислота, органические кислоты, фосфаты).

Буферность проявляется в том случае, если в почвенно-поглощающем комплексе присутствуют кальций, магний и другие элементы: $$\ce <\text<(почва)>Ca + 2NHO3 = \text <(почва)>\beginH\\H\end + Ca(NO3)2>.$$

Чем больше емкость поглощения почвы и степень насыщенности почвы основаниями, тем более сильными буферными свойствами она обладает.

Буферное действие против смещения реакции в щелочную сторону также связано с поглощающим комплексом, с обменной и гидролитической кислотностью: $$\ce <\text<(почва)>\beginH\\H\end + Ca(OH)2 = \text <(почва)>Ca + 2H2O>.$$

Чем больше гидролитическая кислотность почвы, тем активнее почва будет противодействовать изменению реакции в сторону подщелачивания.

Таким образом, буферное действие почвы в основном определяется степенью насыщенности почвы основаниями и величиной емкости поглощения. Чем больше степень насыщенности почвы основаниями и меньше гидролитическая кислотность, тем устойчивее почва против изменения реакции в кислую сторону. В случае низкой степени насыщенности, наоборот, особенно сильно проявляется сопротивляемость почвы против подщелачивания.

Применение возрастающих количеств агрохимических средств в интенсивном земледелии существенно влияет на плодородие и свойства почвы, что в свою очередь определяет величину урожая сельскохозяйственных культур и качество продукции. Необходимы глубокие знания комплекса факторов и процессов, протекающих в системе почва-удобрение-растение, важнейшие из которых следующие: 1) изменение свойств и плодородия почвы при систематическом применении удобрений в сочетании с другими приемами агротехники; 2) круговорот и баланс питательных веществ и гумуса в почве и их регулирование; 3) исследование и создание комплекса оптимальных параметров основных показателей плодородия почв.

Дополнительные материалы по теме:

Источник