5. Склад грунтового розчину та повітря

Грунтові частки утримують навколо себе деяку кількість води, яка підрозділяється на три типи :

- гравітаційна вода, здатна вільно просочуватися вниз крізь грунт, що веде до вилуговування, тобто вимиванню з грунту різних мінеральних речовин;

- гігроскопічна вода, що адсорбується навколо окремих колоїдних часток за рахунок водневих зв'язків і що являється найменш доступною для коренів рослин. Найбільший вміст її в глинистих грунтах;

- капілярна вода, що утримується навколо грунтових часток силами поверхневого натягу і здатна підніматися по вузьких порах і канальцях від рівня грунтових вод і що є основним джерелом води для рослин (на відміну від гігроскопічної вона легко випаровується).

Кількісними характеристиками складу і властивостей грунтового розчину служать іонна сила, мінералізована, електропровідність, окислювально-відновний потенціал, кислотність (лужність), активності і концентрації іонів, рН.

Склад грунтових розчинів міняється в широких межах. У незасолених грунтах концентрація грунтового розчину складає від 5 - 7 до 100 - 150 мэкв/л катіонів і аніонів. Найбільш типовими компонентами грунтових розчинів є катіони Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, NH₄⁺, Na⁺; аніони HCO₃ ^-, SO₄^{2 -}, NO₃ ^-, Cl^-.

Залежно від міри мінералізації, яку знаходять як суму сухих солей після випарювання грунтового розчину (у мг/л), грунти класифікують на прісні, солонуваті і солоні.

До складу грунтових розчинів разом з іонами входять нейтральні молекули, іонні пари і інші ассоціати іонів.

Важливою характеристикою грунтового розчину є актуальна кислотність, яка характеризується двома показниками : активністю іонів Н⁺ (міра кислотності) і вмістом кислотних компонентів (кількість кислотності). На величину рН грунтового розчину впливають вільні органічні кислоти: винна, мурашина, масляна, корична, оцтова, фульвокислоты і інші. З мінеральних кислот велике значення має вугільна кислота, на кількість якої впливає розчинення в грунтовому розчині СО₂.

Грунтове повітря відрізняється великим в порівнянні з атмосферним повітрям вмістом вуглекислого газу (зазвичай від 0,1 до 2 - 3 %, а в торф'яних грунтах - до 10 - 12 %). В той же час концентрація кисню в грунтовому повітрі верхнього шару грунту на 0,5 - 1,5 % нижче за його вміст в повітрі атмосфери. У грунтовому повітрі часто виявляються такі гази, як оксид азоту (I), сірководень, метан, і інші органічні газоподібні сполуки, що утворюються в результаті біохімічних процесів.

У число найважливіших процесів, що обумовлюють розподіл різних елементів в грунтах, входять включення в мінерали, адсорбція, вилуговування; осадження сполук елементів в грунті.

Домінуюча форма і характер розподілу елементу між фазами визначаються процесами взаємодії між твердими фазами, грунтовим повітрям, грунтовим розчином і живою речовиною грунту.

6. Поглинювальна здатність грунтів і іонний обмін

Фізико-хімічна (обмінна) поглинювальна здатність полягає в обміні іонів, що містяться в твердій фазі грунту, на еквівалентну кількість іонів грунтового розчину. Між тонкодисперсною фазою грунту і грунтовим розчином існує рухлива рівновага, яка зміщується при зміні складу грунтового розчину.

Місткість обмінного поглинання визначається складом високодисперсних часток грунту і їх кількістю. Для поглинювальної здатності грунтових колоїдів важливе значення мають зміст в них гумусових речовин, а також мінеральний склад, особливе співвідношення між мінералами групи гідрослюди і монтморилоніта, з одного боку, і каолініту - з іншого. Монтморіллоніт має високу дисперсність і значну поглинювальну здатність. Каолініт менш дисперсний і через свою кристалохимічну структуру володіє місткістю поглинання в 5 - 10 разів меншою, ніж монтморилоніт. Гідрослюди займають проміжне положення.

Сукупність мінеральних, органічних і органомінеральних компонентів твердої фази грунту, що мають іонообмінну здатність, носить назву грунтового поглинаючого комплексу (ГПК).

Багатокомпонентність ГПК обумовлюється наявністю великої кількості різних по хімічному складу і властивостях функціональних груп на поверхні грунтових часток, здатних брати участь в іонообмінних процесах. Поглинені іони утримуються за рахунок взаємодії з активними центрами, що знаходяться на поверхні часток твердої фази грунтів і мають позитивний або негативний заряд.

Грунт здатний поглинати як катіони, так і аніони, але катіонна поглинювальна здатність значно вища за аніонну, оскільки кількість негативно заряджених активних центрів грунтових часток значно більше, чим позитивно заряджених.

Причиною утворення негативних зарядів на поверхні твердої фази грунтів є недосконалість структурних граток мінералів, ізоморфні заміщення; дисоціація функціональних груп, що знаходяться у поверхні компонентів ГПК, адсорбція аніонів на поверхні твердих часток.

Реакцію обміну катіонів М1ⁿ⁺ и М2^m+ формально можно записати так:

[ГПК](М1 ⁿ⁺ )m +n M2 ^m+ ↔[ГПК](M2 ^m+ )n + m M1 ⁿ⁺

Важливою характеристикою ППК є ємність катіонного обміну (ЄКО). Під місткістю катіонного обміну розуміють загальну кількість катіонів одного роду, що утримуються грунтом в обмінному стані за стандартних умов і здатних до обміну на катіони розчину, що взаємодіє з грунтом. Одиниця виміру ЄКО ммоль еквівалентів (ммоль позитивних зарядів) на 100 г грунту (ммоль(+)/100 г). Величина ЄКО істотно залежить від рН розчину, що взаємодіє з грунтом, і дещо варіює при заміні одного виду катіона, що насичує, на іншій. Для порівняння катіонообмінної здатності різних грунтів використовується значення стандартної місткості катіонного обміну (ЄКОст), яке визначається по кількості поглиненої грунтом барії з буферного розчину з рН 6,5.

Величина ЄКО залежить від гранулометричного складу грунтів, переважаючої групи мінералів і в першу чергу від вмісту гумусових речовин в ГПК. Глинисті, важкі грунти мають велику місткість поглинання, чим піщані. Місткість поглинання значно вище у разі переважання у високодисперсній частині грунту мінералів групи монтморилоніту, чим за наявності мінералів групи каолініту. Значно велику місткість поглинання в порівнянні з мінеральними колоїдами мають органічні колоїди грунту. У гумусовому горизонті грунтів на їх частку доводиться 50 - 70 % місткостей поглинання. Значення ЕКО і склад поглинених катіонів різних грунтів представлені в таблиці. 3.

Таблиця 3

Поглинальна здатність грунтів

Катіони, які входять до складу ГПК і можуть бути заміщені катіонами іншого роду при взаємодії з нейтральними розчинами солей, називають обмінними катіонами; в якості синоніма використовують термін "поглинені катіони".

Эволюция процессов почвообразования в истории Земли и роль почв в развитии биосферы

Появление почв было предопределено образованием первых наземных фитобиоценозов, положивших начало циклической биогенной миграции на суше. Согласно геологическим данным это произошло 350-400 млн. лет назад.

Основной метод – изучение реликтовых почв в современных ландшафтах. Особенно много таких реликтов может содержаться в ландшафтах областей с длительной историей развития во внутриконтинентальных условиях, к которым относится и Восточная Сибирь (в отличие, скажем, от Западной Сибири, в относительно недавние геологические времена полностью или частично заливавшейся мелководным морем). Изучение реликтов в этих случаях важно и для познания современных процессов в ландшафте, так как эти реликты могут оказывать на них существенное влияние.

К таким реликтам относятся:

• реликтовые почвы и педоседименты (осадки, образовавшиеся за счёт переотложения почвенного материала, который сохранил часть свойств, приобретенных при почвообразовании); химизм почв, как мы уже знаем, отражает обстановку их формирования

• древние коры выветривания (примеры – латериты, известковистые коры выветривания);

Живое вещество, создав почвенный покров, преодолело ограниченность ресурсов азотно-углеродного, водного, воздушного минерального питания. Синтез высокодисперсных глинистых минералов обеспечил в почвах высокую поглотительную способность, тем самым закрепляя соединения азота, фосфора, кальция, калия. Еще более интенсивное накопление макроэлементов ( углерода, азота, фосфора, кальция, серы, калия) и микроэлементов (йода, цинка, меди, кобальта, селена и др.) наблюдается в ходе биогенной аккумуляции в форме гумусово-органических соединений. Роль живого вещества в процессах выветривания и почвообразования непрерывно возрастает, т.к. количество возникающих за единицу времени организмов непрерывно растет. Возрастает и разнообразие форм организмов.

Итак, роль почвы в развитии биосферы:

1. Буфер, обеспечивающий устойчивость существования биогеноценоза;

2. Фильтр, участвующий в регулировании состава природных вод и почвенного воздуха;

3. Аккумулятор энергии (гумусообразование) и химических элементов (биогенное накопление);

4. Биопротектор, связывающий часть загрязняющих веществ путем перевода их в недоступные для живых организмов формы;

5. Источник информации о геохимических процессах в прошлом и настоящем.