Вбирна здатність, кислотність і лужність ґрунтів

Вбирна здатність, кислотність і лужність ґрунтів

З М І С Т

ВСТУП

1.Поняття про вбирну здатність ґрунту та її типи

2. Ґрунтові колоїди і ґрунтовий вбирний комплекс

3. Ємкість вбирання та її значення

4. Екологічне значення вбирної здатності ґрунту

5. Ґрунтовий розчин

6. Кислотність ґрунтів

7. Лужність ґрунтів

Література

ВСТУП

Тема реферату «Вбирна здатність, кислотність і лужність ґрунтів» з дисципліни «Ґрунтознавство».

Грунт – самостійне природно-історичне, органо-мінеральне тіло, яке виникло внаслідок дії живих і мертвих організмів і природних вод на поверхневі горизонти гірських порід під впливом кліматичних факторів, рельєфу і гравітаційного поля Землі.

Основною властивістю ґрунту є родючість – здатність забезпечувати рослини поживними елементами, вологою, повітрям і теплом протягом вегетаційного періоду. Саме ця властивість відрізняє грунт від гірської породи.

Таким чином, грунт як особливе природне тіло – це складна біомінеральна (біокосна) динамічна система, яка є комплексною функцією гірської породи, організмів, клімату, рельєфу, часу і якій властива родючість.

Грунт, як будь-яке природне тіло, має своє положення в просторі, об’єм і межі; як форма природного ресурсу представлений у вигляді ґрунтового покриву Землі.

З виробничої точки зору грунт є предметом і продуктом праці та засобом виробництва.

Ґрунтознавство – наука про грунт, його утворення (генезис), будову, склад, властивості, закономірності географічного поширення, взаємозв’язок з навколишнім середовищем, роль у природі, шляхи й методи його меліорації, охорону і раціональне використання у народному господарстві.

Ґрунтознавство є самостійною галуззю природознавства. Як наукова дисципліна сформувалась у кінці XIX ст. завдяки працям видатних вчених В.В.Докучаєва, П.А.Костичева, М.М.Сибірцева, їхніх учнів і послідовників.

 

1.Поняття про вбирну здатність ґрунту та її типи

ґрунт вбирання кислотність лужність

Здатність твердої фази ґрунту вбирати тверді, рідкі і газоподібні речовини називають вбирною здатністю.

Грунт вбирає речовини з ґрунтового розчину і ґрунтового повітря.

Вбирну здатність ґрунту ґрунтовно вивчав відомий ґрунтознавець К.К.Гедройц. Залежно від природи вбирання він виділив такі типи вбирної здатності:

Механічне вбирання відбувається під час фільтрації води крізь грунт. При цьому пори і капіляри затримують частки, розмір яких більший за діаметр капілярів. Завдяки механічному вбиранню людина одержує чисту джерельну воду, а саме явище широко використовують при будівництві штучних фільтрів для очищення води.

Молекулярно-сорбційне (фізичне) вбирання проявляється в тому, що на поверхні колоїдів ґрунту вбираються молекули речовин, які мають полярну будову. Прикладом фізичного вбирання є адсорбція ґрунтом молекул води. Вода, увібрана колоїдами ґрунту, називається гігроскопічною. Глинисті ґрунти, які містять в собі велику кількість колоїдних часток, мають високу гігроскопічність, піщані, навпаки, є низькогігроскопічними.

Іонно-сорбційне або фізико-хімічне (обмінне) вбирання – здатність ґрунту вбирати на поверхні колоїдних часток іони і обмінювати їх на еквівалентну кількість іонів ґрунтового розчину.

Хімічне вбирання зумовлено утворенням в ґрунтовому розчині важкорозчинних сполук, які впадають в осад. Катіони і аніони, які надходять у грунт з атмосферними опадами, добривами тощо, взаємодіють з солями ґрунтового розчину. В результаті утворюються нерозчинні або важкорозчинні сполуки.

Наприклад:

CaCl2+Na2CO3®¯CaCO3+2NaCl

[ГВК2-]Ca2++Na2SO4®[ГВК2-]2Na-+¯CaSO4

Біологічне вбирання зумовлене здатністю живих організмів, що населяють грунт, засвоювати хімічні елементи. Після відмирання організмів засвоєні ними хімічні елементи акумулюються у верхньому шарі ґрунту у складі органічних речовин.

2. Ґрунтові колоїди і грунтовий вбирний комплекс

Тонкодисперсна частина ґрунту (частки розміром менше 0.001 мм) відіграє значну роль у фізико-хімічних процесах, що відбуваються у ґрунті. Колоїдна частина цієї фракції (частки розміром < 0,0001 мм) має велику питому поверхню і високу вбирну здатність, яка відіграє дуже важливу роль у ґрунтоутворенні.

Незалежно від походження колоїди несуть на своїй поверхні заряд. Природа виникнення заряду у мінеральних колоїдів пояснюється так. Уламки більшості глинистих мінералів мають кристалічну структуру. Всередині даного уламку енергетичні зв’язки між іонами, атомами чи групами атомів взаємно врівноважені, а на поверхні вони частково ненасичені. Поверхневі іони кристалічної решітки діють на вільні іони грунтового розчину – відштовхують однойменні заряди або притягують іони з протилежним зарядом. Явище притягання іонів колоїдною часткою називають сорбцією (лат.sorbere – вбирання).

Сила сорбції окремого колоїду незначна. Проте при подрібненні уламків, коли різко зростає питома поверхня часток даної маси, сумарний ефект дії поверхневих іонів стає значним. Заряд колоїдів органічних речовин виникає за рахунок дисоціації водневих іонів карбоксильних (СООН-) і фенолгідроксильних (ОН-) груп.

Якщо колоїдні частки знаходяться в розчині і взаємодіють з його іонами, то вони набувають певної будови.

Поняття колоїдна міцела ввів у колоїдну хімію швейцарський вчений ґрунтознавець Г.Вігнер. Основою колоїдної міцели є ядро, яке являє собою складну сполуку аморфної або кристалічної будови різного хімічного складу. На поверхні ядра розташований шар іонів, який визначає потенціал частки. Ядро міцели з цим шаром іонів називають гранулою Між гранулою і розчином, що оточує колоїд, виникає електричний потенціал, завдяки якому з розчину вбираються іони з протилежним зарядом. Так формується шар компенсуючих іонів. Таким чином, навколо ядра міцели утворюється подвійний електронний шар. Іони компенсуючого шару, в свою чергу, розташовані навколо гранули двома шарами. Внутрішній – нерухомий шар, іони якого міцно утримуються на поверхні гранули. Гранулу разом з нерухомим шаром називають колоїдною часткою. Зовнішній шар компенсуючих іонів називають дифузним. Іони цього шару можуть еквівалентно обмінюватись на іони грунтового розчину.

В ґрунтах одночасно наявні мінеральні, органічні і органо-мінеральні колоїди.

Сукупність всіх колоїдів називають колоїдним, або ґрунтовим вбирним комплексом (КВК, ГВК).

Ґрунтові колоїди утворюються в процесі вивітрювання гірських порід і ґрунтоутворення в результаті подрібнення крупних часток або шляхом з’єднання молекулярно подрібнених речовин. В ґрунтових колоїдних розчинах вони становлять дисперсну фазу, де дисперсним середовищем є вода. Між дисперсною фазою і дисперсним середовищем постійно відбуваються процеси взаємодії, існує динамічна рівновага.

Фізичні властивості ґрунту і його родючість залежать від складу КВК і кількості увібраних іонів. Здебільшого в ґрунтах містяться мінеральні колоїди груп монтморилоніту і каолініту, органічні колоїди представлені гуміновими кислотами.

3. Ємкість вбирання та її значення

Загальну кількість катіонів, увібраних ґрунтовими колоїдами, називають ємкістю вбирання, або ємкістю катіонного обміну (ЄКО).

Це поняття ввів К.К.Гедройц. Цю величину виражають у міліграм-еквівалентах на 100 г ґрунту, вона залежить від механічного складу ґрунту, мінералогічного складу тонкодісперсної частини і вмісту гумусних речовин.

Ґрунти з високим вмістом тонкодисперсних часток (глинисті), природно, мають більшу ємкість вбирання порівняно з піщаними, які мають низьку питому поверхню.

Найбільшу ємкість вбирання мають глинисті ґрунти, у складі яких багато тонкодисперсних часток монтморилонітів і гумусних речовин. Прикладом таких ґрунтів є чорноземи, які сформувалися на лесах і лесовидних суглинках в умовах помірно-континентального клімату (таблиця 1).

Таблиця 1

Ємкість вбирання мінеральних і органічних колоїдів ґрунту

Глинисті мінерали і гумусні сполуки	Ємкість вбирання, мг-екв/100 г ґрунту
Глинисті мінерали групи каолініту (за М.І.Горбуновим, 963)	3 – 2
Глинисті мінерали групи монтморилоніту (за Шахтнабелем, 1952)	60 – 150
Гідрослюди (за М.І.Горбуновим, 1963)	20 – 50
Гумінові кислоти і їхні солі (за М.М.Кононовою,1963): -          підзолистих ґрунтів -          чорноземних ґрунтів	350 400 - 500

Ємкість вбирання, поряд з іншими факторами, зумовлює рівень родючості ґрунту. Чим вища ємкість вбирання, тим вища родючість ґрунту. Це пояснюється тим, що увібрані катіони доступні для живлення рослин. У процесі мінерального живлення відбувається обмін протонів водню (Н+), які виділяють кореневі волоски у складі органічних кислот, на катіони дифузного шару колоїдної міцели. Отже, чим більше грунт (ГВК) увібрав катіонів, тим більше в ньому поживних речовин. Найбільшу ємкість вбирання мають високородючі типи ґрунтів – чорноземи, сірі лісові і каштанові.

Важливе значення у формуванні фізичних властивостей і родючості ґрунтів має склад увібраних катіонів. Наявність в грунтах великої кількості двовалентних катіонів Са2+ і Mg2+ зумовлює коагуляцію грунтових колоїдів, яка лежить в основі формування структурних агрегатів. Структурні грунти, як відомо, мають оптимальні повітряний, водний і поживний режими. Колоїди, насичені одновалентними катіонами Na+, K+, протонами водню (Н+), у грунті перебувають у стані золю. Ці елементи спричиняють процес пептизації. Внаслідок заміни їх на дво- і тривалентні відбувається коагуляція. При вапнуванні (внесення СаСО3) і гіпсуванні (внесення CaSO4) грунтів Са2+ витісняє з ГВК увібрані Н+, К+, Na+ і зумовлює перехід золю в гель. В результаті, крім нейтралізації кислої або лужної реакції, поліпшується структурний стан ґрунту, підвищується його родючість. Цей приклад показує, що склад увібраних катіонів можна регулювати за допомогою засобів хімізації у напрямі підвищення родючості ґрунтів.

Загальну кількість всіх обмінних катіонів, крім Н+ і Al3+, називають сумою обмінних катіонів.

Залежно від наявності у складі ГВК іонів водню і алюмінію грунти поділяють на насичені (Н+ і Al3+ не містять) і ненасичені основами. Ступінь насиченості ГВК основами виражають у процентах (від 0 до 100). Чим вищий ступінь насиченості ґрунту основами, тим вища його родючість. Насиченими на території України є чорноземи і каштанові ґрунти, ненасиченими – дерново-підзолисті і сірі лісові.

4. Екологічне значення вбирної здатності ґрунту

Явище вбирання частками ґрунту на своїй поверхні різних речовин має важливе значення в процесі ґрунтоутворення, у формуванні його родючості.

Вбирна здатність ґрунту забезпечує і регулює поживний режим ґрунту, сприяє накопиченню елементів мінерального живлення рослин. Сума обмінних катіонів – один з основних показників характеристики ґрунту, його природної родючості. При внесенні в грунт органічних і мінеральних добрив колоїди ґрунту вбирають (накопичують) у верхньому шарі ґрунту поживні елементи для рослин.

Вбирна здатність ґрунту регулює реакцію ґрунту та її водно-фізичні властивості. Органічні кислоти, які надходять у грунт (продукти життєдіяльності мікроорганізмів і рослин), і кислоти, які синтезуються в ґрунті, частково нейтралізуються вільними основами, а частково (у вигляді Н+) вбираються ГВК. При цьому активна кислотність ґрунтового розчину зменшується. Коагуляція і пептизація, які відбуваються в результаті зміни складу увібраних катіонів, зумовлюють структурний або безструктурний стан ґрунтової маси. Структурні ґрунти мають високі водопроникність і вологоємкість, низьку водопідіймальну здатність. Безструктурні ґрунти, навпаки, мають погані водно-фізичні властивості, а саме низьку водопроникненість, малу вологоємкість. У безструктурних ґрунтах мало повітря. Їх частки легко піднімаються вітром і переносяться на великі відстані. На таких ґрунтах часто бувають пилові бурі.

5. Ґрунтовий розчин

Основні процеси ґрунтоутворення відбуваються лише при наявності вільної води. Ґрунтова волога є тим середовищем, в якому відбуваються процеси синтезу і розкладання органічних речовин, міграція і акумуляція хімічних елементів, різноманітні хімічні реакції, коагуляція, пептизація тощо. Багато речовин міститься у воді в розчиненому стані. Тому ґрунтову вологу називають ґрунтовим розчином.

Хімічний склад і значення ґрунтового розчину в ґрунтоутворенні вивчав відомий ґрунтознавець С.О.Захаров. Виходячи з того, що ґрунтовий розчин відіграє дуже велику роль в ґрунтоутворенні і живленні рослин, Г.М.Висоцький дійшов висновку:”Вода в ґрунті – все одно, що кров в організмі”.

Ґрунтовий розчин – найактивніша частина ґрунту. Він постійно перебуває в стані динамічної рівноваги з твердою фазою і повітрям ґрунту.

Більша частина хімічних сполук перебуває в ґрунтовому розчині у вигляді іонів. Основними катіонами ґрунтового розчину є Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH4+, H+. В незначній кількості містяться рідкісні та розсіяні елементи, а саме: Cu2+, Pb2+, Zn2+, Ni2+, Co2+ та ін. В засолених ґрунтах багато Na+, Mg2+, Sr2+ і B3+.

Основними аніонами ґрунтового розчину є (НСО3)-, (NO2)-, (NO3)-, (PO4)3-, (SO4)2-, Cl- та ін. У незасолених ґрунтах переважає бікарбонат-іон, а в засолених – хлор- і сульфат-іон.

Крім мінеральних сполук у ґрунтовому розчині містяться водорозчинні органічні сполуки: органічні кислоти, фульвокислоти, амінокислоти, цукри, спирти та ін.

Концентрація розчинених речовин визначає величину осмотичного тиску ґрунтового розчину. Осмотичний тиск незасолених грунтів не перевищує 2-3 атмосфери. У посушливі періоди, коли концентрація грунтового розчину підвищується, підвищується і осмотичний тиск, при зволоженні грунту – знижується. У засолених ґрунтах осмотичний тиск ґрунтового розчину досягає 10 атм і більше.

Величина осмотичного тиску впливає на засвоєння води корінням рослин. Якщо осмотичний тиск ґрунтового розчину більший, ніж тиск клітинного соку, то надходження води в кореневі волоски припиняється, незважаючи на значний вміст вільної води в ґрунті. В цьому разі рослина гине від фізіологічної посухи.

6. Кислотність ґрунтів

Від складу і концентрації речовин, розчинених в ґрунтовому розчині, залежить його активна реакція. Реакція ґрунтового розчину зумовлюється наявністю і співвідношенням в ньому водневих (Н+) і гідроксильних (ОН-) іонів. Величину активної реакції виражають в одиницях рН – десятичний логарифм концентрації Н+-іонів з від’ємним знаком. Отже, рН = -lg [H+].

Вода в звичайних умовах в незначній кількості дисоціює, тобто розпадається на іони Н+ і ОН-. Концентрація їх незначна. Добуток концентрації [H+]×[ОН-] = 10-14. В ідеально чистій воді концентрація цих іонів однакова: [H+]×[ОН-] = 10-7.

Збільшення концентрації іонів Н+ (доливання кислоти) зумовлює кислу реакцію розчину [H+] > 10-7. Збільшення концентрації основ підвищує концентрацію іонів ОН- Розчин набуває лужної реакції [ОН-] > 10-7.

В нейтральних розчинах, в яких [H+] = [ОН-] = 10-7, величина рН = 7, в кислих – менша 7, в лужних – більша 7. Рн ґрунтових розчинів коливається в межах від 3 до 9.

Залежно від стану іонів Н+ розрізняють актуальну і потенційну кислотність.

Актуальна кислотність (рНв или рНН2О) зумовлена наявністю в ґрунтовому розчині вільних іонів Н+. Її величину (рН) визначають у водних витяжках.

Потенціальна кислотність зумовлена наявністю в ГВК увібраних іонів Н+ і Аl3+, які знаходяться в твердій фазі ґрунту. Іони алюмінію підкислюють розчин внаслідок гідролізу солей алюмінію.

AlCl3+ 3H2O®Al(OH)3+ 3HCl

За способом визначення потенційної кислотності виділяють обмінну і гідролітичну кислотності.

Обмінна кислотність (рНKCl або рНс) – концентрація іонів водню, витіснених з дифузного шару колоїдної міцели катіонами нейтральних солей. Для визначення обмінної кислотності використовують 1.0 н. розчин KCl (рН близько 6,0).

Гідролітична кислотність (Нг). Іони водню утримуються колоїдною часткою дуже міцно і при обміні з катіонами нейтральної солі повністю не витісняються. Якщо діяти на грунт гідролітично лужною сіллю (солі з сильною основою і слабким кислотним залишком), то відбудеться майже повне витіснення увібраних іонів водню. Для визначення гідролітичної кислотності використовують ІМ розчин CH3COONa (рН близько 8,2).

Кисла реакція ґрунтів несприятлива для більшості культурних рослин і корисних мікроорганізмів. Вона негативно впливає на процес формування родючості ґрунтів. Кислі ґрунти мають погані фізичні властивості. Через відсутність основ органічна речовина в цих ґрунтах не закріплюється, вони бідні на поживні елементи, не містять хлоридів, сульфатів, карбонатів, їх грантова маса погано оструктурена. Отже, ступінь кислотності ґрунтів є важливим показником під час оцінки генетичної і виробничої якості ґрунту.

За величиною рН ґрунти поділяють на сім агровиробничних груп (таблиця 2).

Таблиця 2

Агровиробничі групи ґрунтів за величиною рН

рН	Група грунтів	Тип ґрунтів
< 4,5	Сильнокислі	Болотні, болотно-підзолисті, підзолисті, червоноземи, тропічні
4,5 – 5,5	Кислі	Підзолисті, дерново-підзолисті, червоноземи, тропічні
5,5 – 6,5	Слабокислі	Підзолисті, дерново-підзолисті, сірі лісові, червоноземи, тропічні
6,5 – 7,0	Нейтральні	Сірі лісові, чорноземи
7,0 – 7,5	Слабколужні	Чорноземи південні, каштанові
7.5 – 8.5	Лужні	Солонці, солончаки
> 8,5	Сильнолужні	Содові солонці, солончаки

Кожна агровиробнича група потребує певних меліоративних заходів. Для нейтралізації надлишкової кислотності проводять вапнування ґрунтів. Дозу вапна розраховують за гідролітичною кислотністю орного горизонту. Внесена доза вапна має повністю нейтралізувати увібрані Н+ і AL3+. Якщо 20-сантиметровий шар ґрунту має щільність 1.3 г/см3, його маса на площі 1 га становитиме 2600т. Встановлено, що для нейтралізації 1 г-екв гідролітичної кислотності на 100 г ґрунту на 1 га слід вносити 1.3 т СаСО3. Проте в грунт вносять не повну дозу вапна, а певну її частину залежно від біологічних особливостей культурних рослин.

7. Лужність ґрунтів

Лужна реакція ґрунтових розчинів може бути зумовлена різними сполуками: карбонатами, гідрокарбонатами хлоридами і сульфатами лужних і лужноземельних металів, гуматами натрію, силікатами та іншими сполуками. Основну роль при цьому відіграють гідролітично лужні солі слабких кислот, а саме: карбонати натрію і калію, карбонати кальцію і магнію.

Розрізняють актуальну (активну) і потенціальну лужність.

Актуальна лужність зумовлена наявністю в ґрунтовому розчині гідролітично лужних солей, під час дисоціації яких утворюється значна кількість гідроксильних іонів. Лужність ґрунту визначають титруванням водної витяжки в присутності різних індикаторів і виражають в міліграм-еквівалентах на 100г ґрунту.

Потенціальна лужність проявляється у ґрунтах, які містять увібраний натрій. При дії на грунт вугільною кислотою увібраний ГВК натрій зміщується іонами Н+. В ґрунтовому розчині утворюється сода, яка підвищує лужну реакцію:

Висока лужність несприятлива для росту і розвитку більшості сільськогосподарських рослин. Лужні ґрунти мають низьку родючість, несприятливі фізичні властивості і хімічний склад. Вони, як правило, тверді, зцементовані, безструктурні, у вологому стані в’язкі, липкі, водонепроникні.

Меліорація лужних ґрунтів проводиться внесенням гіпсу (гіпсування) та інших солей (кальцієва селітра сульфат заліза), піритні недогарки). При цьому відбувається заміщення обмінного натрію на кальцій.

Сульфат натрію, який при цьому утворюється, потрібно вимити прісною водою в нижні горизонти. При внесенні гіпсу також відбувається нейтралізація соди, яка є найшкідливішою сполукою в засолених грунтах.

+

Содові солончаки доцільно меліорувати сірчаною кислотою (кислування).

Література

1.                 Ковриго В.П., Кауричев И.С. Почвоведение с основами геологии. – М.: Колос, 2000. – 416 с.

2.                 Добровольский В.В. География почв с основами почвоведения. – М.: ВЛАДОС, 1999. – 384 с.

3.                 Чорний І.Б. Географія грунтів з основами ґрунтознавства: Навч. посібник. – К.: Вища школа, 1995. – 240 с.

4.                 Лозе Ж., Матье К. Толковый словарь по почвоведению: Пер. с франц. – М.: Мир, 1998. – 398 с.

5.                 Атлас почв Украинской ССР / Под ред. Н.К.Крупского, Н.И. Полупана. К.: Урожай, 1979.

6.                 Веденичев П.Ф. Зкмельные ресурсы Украинской ССР и их хозяйственное использование. – К.: Наукова думка 1979.

7.                 Білявський Г.О., Падун М.М., Фурдуй Р.С. Основи загальної екології. – К.: Либідь, 1993. – 300 с.

8.                 Білявський Г.О., Фурдуй Н.С. Практикум із загальної екології. – К.: Либідь, 1997.

9.                 Сафранов Т.А. Екологічні основи природокористування. Львів: «Новий світ», 2003. – 248 с.

10.            Лабораторний та польовий практикум з екології / Під. ред. В.П. Замостяна, та Я.П. Дідуха. – Київ: Фітосоціоцентр, 2000. – 216 с.

11.            Перельман А.И. Геохимия биосферы. – М.: Наука, 1973. – 168 с.

12.            Якушова А.Ф., Хаин В.Е., Славин В.И. Общая геология. – М.: Изд. МГУ, 1988. – 448 с.