Запас гумусу (т/га) в метровому шарі основних типів і підтипів ґрунтів України

Тип, підтип ґрунту	Запас гумусу, т/га
Дерново-підзолисті	45-90
Ясно-сірі лісові	60-25
Сірі лісові	80-240
Темно-сірі опідзолені	140-270
Чорноземи опідзолені і реградовані	170-410
Чорноземи типові	260-560
Чорноземи звичайні	260-530
Чорноземи південні	190-250
Каштанові солонцюваті	100-185
Солонці каштанові і лучно-каштанові	90-165
Буроземи кислі	140-220
Лоричневі ґрунти	150-180

Оптимальний гумусний стан ґрунтів визначається комплек­сом показників. Із них найважливішими є такі: вміст гумусу (%), його запаси в профілі ґрунту (т/га), збагаченість гумусу азотом за відношенням С : N. тип гумусу (Сг.к. : Сф.к.), вміст гумінових кислот, зв'язаних з Са²⁺ (% до суми ГК). Одним з найбільш вжи­ваних показників є запас гумусу в орному шарі ґрунту (0-20 см) і в метровому шарі (0-100 см) (табл. 5). Останній показник вико­ристовується як один з критеріїв при визначенні бонітету ґрунту.

Запас гумусу наростає від дерново-підзолистих ґрунтів По­лісся до чорноземів типових південної частини Лісостепу і чор­ноземів звичайних північної частини Степу, а потім знову спадає.

Гумусний стан ґрунтів є важливим показником їх родючості та об'єктом для контролю навколишнього середовища.

1.7. Вбирна здатність і реакція ґрунту

Самою активною фракцією фізичної глини дрібнозему ґрунту є колоїди. Колоїдами називаються дрібні часточки речовини, що мають розміри від 0,1 до 0,001 мк. Такі часточки речовини неви­димі неозброєним оком, а наявність їх у розчині свідчить про те, що цей розчин не істинний. При відсутності колоїдів у розчині в останньому є лише молекули та іони мінеральних і органічних речовин — це істинний розчин. Молекули гумусових речовин на­лежать до колоїдів, оскільки мають велику молекулярну масу.

Колоїдні часточки утворюються у природному середовищі двома шляхами: дисперсійним (подрібненням мінеральних уламків до розмірів колоїдних часточок) і конденсаційним (спо­лученням, ущільненням іонів і молекул). У колоїдних системах розрізняють дисперсну фазу (власне колоїдна часточка) і дис­персійне середовище (речовина, що знаходиться навколо колоїд­ної часточки: вода, повітря або тверде мінеральне середовище).

У ґрунті колоїди знаходяться у двох станах: у вигляді золя (ко­лоїдний розчин) та у вигляді геля (колоїдний осад). Гелі ґрунту здатні зв'язувати та склеювати більш великі механічні елементи (мул, пил) в окремі агрегати різної величини і форми, які назива­ють агрегатами, або структурними утвореннями. Від склеюючої властивості колоїдів (від лат. соїіа — клей) виникла їх назва.

У водному середовищі поведінка колоїдних часточок опи­сується законами броунівського руху. Колоїди здатні проникати крізь звичайні паперові фільтри, а в клітинах живих організмів — крізь мембрани.

Найважливішою властивістю колоїдів є наявність на їхній по­верхні електростатичного заряду. Колоїдні часточки з одной­менними зарядами відштовхуються, а з різнойменними — притягаються (заряд може нейтралізуватись). Електронейт-ральна колоїдна часточка називається міцелою (рис. 1). Вона складається з ядра, розмір якого від 0,1 до 0,001 мк. У ґрунтах знаходиться понад 90% колоїдів, ядра яких представлені крис­талічними уламками мінералів. На поверхні ядра знаходиться потенціалвизначаючий шар, що визначає заряд колоїду. Ядра колоїдів, що мають у потенціал визначаючому шарі аніони, на­зиваються ацидоїдами (у ґрунті більшість таких колоїдів). Якщо в потенціал визначаючому шарі є катіони, то такі колоїди назива­ються базоїдами. Є ще третя група колоїдів, які називають ам-фолітоїдами. Вони здатні змінювати знак заряду (залежно від зміни реакції середовища). При наявності заряду на поверхні ядра навкруги колоїду в дисперсійному середовищі (вода) утво­рюється дифузний шар. В ацидоїдів у дифузному шарі знахо­дяться катіони, у базоїдів — аніони, в амфолітоїдів — катіони або аніони (залежно від зміни реакції середовища).

Рис. 1. Схема будови міцели ацидоїдного колоїду (за М. І. Горбуновим)

Ґрунтові колоїди бувають гідрофільними і гідрофобними, тоб­то їхній стан зумовлюють дипольні властивості води. Гідрофіль­ними називаються такі колоїди, які здатні притягувати до своєї поверхні молекули води. Отже, утворюється багатошарова гідрат­на плівка (стан золя). Гідрофільність колоїдів посилюється при наявності в ґрунтовому розчині одновалентних катіонів, особли­во катіонів натрію. Тоді колоїдна система ґрунту знаходиться в стані пептизації, тобто всі колоїдні часточки відокремлені чи зок-ремлені. Об'єднанню їх протидіють гідратні оболонки разом з катіонами натрію. При зволоженні такої ґрунтової маси відбу­вається її запливання, текучість, що призводить до різкого по­гіршення умов росту і розвитку рослин.

Гідрофобність ґрунтових колоїдів посилюється у присутності дво- і тривалентних катіонів, енергія взаємодії яких перевищує енергію диполя води. Наприклад, катіони кальцію легко відштов­хують молекулу води від поверхні колоїдів, нейтралізують повер­хневий заряд колоїдів. Звільнившись від гідратної плівки, такі ней­тральні колоїди можуть випадати в осад. Відбувається явище коагуляції з утворенням геля (колоїдного осаду), яке супроводжуєть­ся склеюванням механічних елементів ґрунту та агрегацією міне­ральної маси, що призводить до поліпшення властивостей ґрунтів.

Внаслідок малих розмірів колоїди мають велику загальну по­верхню. Так, якщо наповнити колоїдами посудину об'ємом 1 мл, то їх загальна поверхня буде дорівнювати майже 1 га (від 6000 до 10000 м²). Велика загальна і питома поверхня колоїдів зумовлює, значну реакційну здатність, що має назву вбирна здатність ґрунту.^;

Вбирна здатність ґрунту — це властивість його поглинати (зат­римувати в собі) іони і молекули різних речовин, гази, рідини, сольові розчини, тверді часточки. її величина визначається кількістю та якістю колоїдів ґрунту. Академік К. К. Гедройц ство­рив вчення про вбирну здатність ґрунту. Сукупність ґрунтових колоїдів, мулуватих часточок і частково часточок дрібного пилу разом з увібраними іонами він назвав ґрунтовим вбирним комп­лексом (ГВК). К. К. Гедройц виділив п'ять видів вбирної здатності; ґрунтів: механічну, фізичну, хімічну, фізико-хімічну і біологічну.

Механічна вбирна здатність зумовлена пористістю ґрунтової маси. Ґрунт затримує у своїй товщі часточки, що більші за роз­міри його пор. Величина механічного вбирання залежить від гранулометричного і структурного складу, складення ґрунтів. Зав­дяки механічному вбиранню утворюється мулуватий осад у зап­лавних і зрошуваних ґрунтах, проходить очищення стічних вод у ролях фільтрації та у відстійниках, утворюється ілювіальний го­ризонт у ґрунтах з промивним типом водного режиму.

Фізична вбирна здатність ґрунтів означає зміну концентрації розчиненої речовини на межі розділу дисперсійного середови­ща і дисперсної фази. Фізичне вбирання залежить від кількості колоїдів ґрунту, що здатні фізично (на основі дії електростатич­них сил) вбирати заряджені часточки (диполі води, катіони, ані­они), створюючи різну концентрацію їх у ґрунтовому розчині.

Зміна концентрації речовини на поверхні розділу двох фаз, що зумовлена властивостями поверхні колоїдів, називається адсорбцією. У ґрунтах найбільш поширена позитивна адсорбція, при якій відбувається збільшення концентрації речовини на по­верхні колоїдів. Значно рідше зустрічається негативна адсорб­ція, тобто зменшення концентрації речовин на поверхні диспер­сної фази та її збільшення в дисперсійному середовищі. Таке явище характерне для аніонів, які можуть втрачатись з ґрунту при низхідному пересуванні води. В одних випадках це явище пози­тивне, наприклад при відмиванні солеутворюючих аніонів (хлор, сульфат-іони), а в інших — негативне, наприклад при втраті нітратів, фосфатів та інших поживних речовин. Тому добрива, що мають нітрат-іони, не рекомендується вносити в ґрунт за кілька місяців до посіву або восени.

Прикладом фізичного вбирання є адсорбція сухим ґрунтом пари води з повітря, адсорбція чорнила і типографської фарби на папері.

Хімічна вбирна здатність ґрунтів зумовлена здатністю аніонів розчинених солей утворювати з катіонами нерозчинні сполуки, Що випадають в осад і примішуються до твердої фази ґрунту. Якщо в ґрунт внести суперфосфат Са(Н₂РO₄)₂, то ця розчинна сіль може вступати в реакцію з солями заліза, утворюючи не­розчинний осад РеР0₄. З солями кальцію в такому випадку може Утворюватись важкорозчинний у воді ортофосфат кальцію Са₃(РO₄)₂. Дуже часто в ґрунтах при хімічному вбиранні прохо­дить нагромадження в карбонатному горизонті важкорозчинно-^г° У воді кальциту СаСO₃.

Фізико-хімічна, або обмінна, вбирна здатність зумовлена об­міном деякої частини іонів, що знаходяться на поверхні твердої фази, на еквівалентну (рівновелику) кількість іонів, що знаходять­ся в оточуючому її розчині. Обмінне поглинання здійснюється за рахунок іонів, що розташовані на зовнішніх рівнях колоїдних часточок — дифузному шарі колоїдних міцел.

При контакті ґрунту з будь-яким розчином солі відбувається обмінна реакція: катіони солі поглинаються твердою фазою, а в розчин витісняються в еквівалентній кількості катіони з твердої фази. Так, якщо невелику кількість дерново-підзолистого ґрунту помістити на паперовий фільтр у лійці і налити розчин хлориду калію, то в фільтраті буде розчин соляної кислоти, який легко ви­явити за допомогою індикатора:

[ГВК] Н⁺ + НСІ ↔ [ГВК] К⁺ + НСІ.

Якщо в аналогічному досліді використати зразок чорнозему, що насичений кальцієм, то реакція обміну катіонами проходить так:

[ГВК] Са²⁺ + 2КСІ ↔ [ГВК] + СаСl₂.

Як видно з наведених рівнянь реакцій, на поверхні твердої фази ґрунту відбувається фізичне поглинання катіонів (адсорб­ція), а в ґрунтовому розчині — перетворення одних речовин на інші, тобто хімічне явище. Тому цей вид вбирної здатності ґрунтів має подвійну назву.

Вивчивши закономірності фізико-хімічної вбирної здатності, К. К. Гедройц встановив: 1) катіонний обмін між твердою фазою ґрунту і розчином проходить в еквівалентних відношеннях, тобто кількість катіонів, витіснених з твердої фази і поглинених нею з розчину, еквівалентна (рівновелика); 2) обмін катіонів відбуваєть­ся дуже швидко, майже миттєво; 3) реакція обміну зворотна.

Іони, що мають підвищену енергію поглинання (дво- і трива­лентні), міцніше утримуються ґрунтом, ніж одновалентні. Одні і ті самі іони утримуються ґрунтом неоднаково. За М. І. Горбуновим, приблизно 80% загальної кількості катіонів утримуються віднос­но слабко і здатні до процесів обміну. Інші 20% міцно закріплені на поверхні колоїдів ґрунту. Іони, що розташовані на гострих і випуклих місцях поверхні колоїдних часточок, витісняються лег­ше, ніж іони, розташовані на ввігнутих місцях або на внутрішній поверхні мікропор і міжпакетних проміжках глинистих мінералів.

Ввібрані катіони, їх кількість і співвідношення визначають ба­гато властивостей ґрунту, тому завжди важливо знати склад увіб­раних катіонів, особливо наявність представників лужно-земель­них і лужних елементів: Са²⁺, Мg²⁺, Nа⁺, К⁺. Для більшості ґрунтів характерними ввібраними основами є катіони Са²⁺ і Мg²⁺. Так, у більшості підтипів чорноземів ГВК насичений іонами Са²⁺ і Мg²⁺. У кислих ґрунтах у складі обмінних катіонів є водень (або алю­міній), в солонцях — натрій.

Загальну кількість увібраних катіонів виражають у міліграм-еквівалентах на 100 г ґрунту і називають ємкістю катіонного об­міну (ЄКО). Цю величину можна наближено розрахувати за та­кою формулою:

ЄКО = Са²⁺ + Мg²⁺ + Н⁺.

Сумарний вміст двох увібраних катіонів (кальцію і магнію) ха­рактеризується як сума обмінних основ. Вона позначається символом суми і вимірюється у міліграм-еквівалентах на 100 г ґрунту. Отже,

ЄКО = Σ + Н,

де Σ = Са²⁺ + Мg²⁺— сума двох увібраних катіонів (кальцію і маг­нію), мг-екв/100 г ґрунту;

Н — величина гідролітичної кислотності, мг-екв/100 г ґрунту.

Частка від ділення суми обмінних основ на ємкість катіонно­го обміну, виражена в процентах, характеризує ступінь насичен­ня ґрунту основами:

V = Σ × 100/ЄКО.

К. К. Гедройц виділив ґрунти, насичені основами (в ГВК лише іони Са²⁺, Мg²⁺, К⁺, Na⁺, NH₄⁺), і ґрунти, що ненасичені основами (в ГВК серед обмінних катіонів є іони Н⁺ і АІ³⁺).

Указані вище характеристики фізико-хімічних явищ у ґрун­тах знаходять широке практичне застосування в меліорації' ґрун­тів, при розрахунку доз добрив, є незамінними при науковому обґрунтуванні проведення агротехнічних та агрохімічних заходів Для підвищення родючості ґрунтів.

Під біологічною вбирною здатністю розуміють закріплення речовин у тілах організмів (рослинах, мікроорганізмах і тваринах, що живуть у ґрунті). Суттєвою особливістю біологічної вбирної здатності є поглинання живими організмами (як рослинами, так і тваринами) необхідних для їх життєдіяльності речовин. Завдя­ки вибірковому біологічному поглинанню у верхніх горизонтах ґрунту акумулюються необхідні для продовження життя наступ­них поколінь організмів макро- і мікроелементи.

Отже, вбирна здатність ґрунтів має велике значення в нагро­мадженні в ґрунті елементів родючості. Колоїди через фізичні властивості генетичних горизонтів визначають водний і повітря­ний режими ґрунтів. Від складу колоїдів та їх властивостей за­лежить рівень активності мікроорганізмів, а також умови росту і розвитку сільськогосподарських рослин.

Ґрунтовий розчин. Рідка фаза ґрунту є найбільш рухомою, динамічною і водночас активною його частиною. В ґрунтовому розчині мінеральні й органічні речовини знаходяться в молеку­лярному, колоїдному та іонному станах. У ґрунтовому розчині від­буваються процеси руйнування і синтезу гумусових речовин, формуються вторинні мінерали, утворюються органо-мінеральні сполуки. Із ґрунтового розчину рослини отримують необхідні по­живні речовини і воду. В результаті того, що одні речовини мо­жуть поглинатись рослинами, мікроорганізмами та адсорбува­тись колоїдами, а інші — залишатись у ґрунтовому розчині, між рідкою і твердою фазами ґрунту встановлюється динамічна ад­сорбційна рівновага.

Із мінеральних сполук у ґрунтовому розчині, як правило, пе­реважають карбонати кальцію, магнію, є нітрати, фосфати, суль­фати, хлориди та солі кремнієвої кислоти. Є ґрунти, що містять у ґрунтовому розчині соду. До органічних речовин ґрунтового роз­чину належать гумусові кислоти та їхні солі, молекулярні розчи­ни цукрів, амінокислот, органічних кислот тощо.

Слабкомінералізовані ґрунтові розчини характерні для тунд­рових, підзолистих та опідзолених ґрунтів, чорноземів та чер­воноземів, більш мінералізовані — для каштанових, бурих, на­півпустельних і сіроземних ґрунтів, сильномінералізовані — для солончаків і солонців. При підсиханні з розчину випадають солі у вигляді кристалів.

У сільськогосподарській практиці концентрацію ґрунтового розчину вважають слабкою тоді, якщо 1 л розчину містить 0,5-2 г солей. Така концентрація характерна для ґрунтів північних обла­стей України, що мають періодично промивний тип водного ре­жиму. Осмотичний тиск таких розчинів коливається від 100 до 300 кПа. По мірі просування з півночі на південь концентрація ґрунтового розчину зростає і в засолених ґрунтах коливається від 5 до 100 г і більше на 1 л розчину. Осмотичний тиск розчинів досягає 1-2 МПа. На таких ґрунтах ростуть тільки солестійкі рос­лини, які мають високий осмотичний тиск клітинного соку.

Серед катіонів у ґрунтовому розчині знаходяться ті катіони, що входять до складу обмінних: Са²⁺, Мg²⁺, Н⁺, Nа⁺, К⁺, NH₄⁺, Аl³⁺, Fе³⁺. Найважливішими аніонами ґрунтового розчину є такі: НСO₃^-, NO₃^-, Сl^-, SO₂^-2, Н₂РО₄^-2. Більшість з них має визначальне значення у живленні рослин. У дуже малих кількостях у ґрунтовому розчині знаходяться катіони мікроелементів: Мn²⁺, Zn²⁺, Сu²⁺, Со²⁺ та ін.

Реакція ґрунтового розчину характеризує кислотність і луж­ність ґрунту. Це динамічна характеристика ґрунту, яка залежить від погодних умов, інтенсивності біологічних процесів у ґрунті, внесення добрив, агротехніки вирощування сільськогосподарсь­кої культури тощо.

Реакція розчину визначається співвідношенням у ньому іонів Н і ОН^-. Відомо, що вода при 22°С розкладається на іони в кількості 1/10 000 000 моль, тобто 10^-7 моль/л води. З кожної молекули води при дисоціації виділяється по одному іону Н⁺ і ОН^-. їхня концентрація в дистильованій воді при 22°С дорівнює [Н⁺] = [ОН^-] = 10^-7 моль/л. Добуток іонів Н⁺ на ОН^- при будь-якій концентрації має стале значення, що дорівнює 10^-14. Якщо до ди­стильованої води прилити кислоту і тим самим збільшити в роз­чині концентрацію іонів Н⁺, то кількість іонів ОН^- зменшиться на­стільки, на скільки збільшиться кількість іонів Н⁺. У зв'язку з цим реакція будь-якого розчину визначається співвідношенням у ньо­му іонів Н⁺ і ОН^-. Якщо в розчині іонів Н⁺ > ОН^-, то реакція кис­ла, при Н⁺ = ОН^- — нейтральна, при Н⁺ < ОН^- — лужна.

Реакцію ґрунтового розчину визначають через величину вод­невого показника (рН), що є від'ємним десятичним логарифмом концентрації іонів Н⁺. Якщо концентрація іонів Н⁺ в 1 л розчину Дорівнює 0,1 г, то рН = 1, якщо — 0,001, то рН = 3. Практично визначають рН потенціометричним способом за допомогою при­ладу рН-метра.

Реакція ґрунтового середовища визначає ріст і розвиток сільськогосподарських культур і є важливою умовою формуван­ня родючості ґрунту.

Кислотність ґрунту пов'язана з наявністю у ГВК і в ґрунтово­му розчині катіонів Н⁺ або Аl³⁺. Розрізняють активну та потенці­альну кислотності. Перша форма кислотності характерна для ґрунтового розчину, друга — для твердої фази ґрунту.

Активна, або актуальна, кислотність зумовлена наявністю в ґрунтовому розчині органічних і мінеральних кислот, що легко розчиняються у воді. У більшості ґрунтів помітне підкислення ґрун­тового розчину відбувається після утворення вугільної кислоти, проте рідко зустрічається утворення в ґрунті інших мінеральних кислот. Оскільки в ґрунті постійно проходять обмінні процеси між ґрунтовим розчином і твердою фазою, то наявність іонів Н⁺ або Аl³⁺ в рідкій фазі свідчить про те, що ці катіони є і в ГВК.

Потенціальною кислотністю ґрунту називають здатність його твердої фази при обмінних реакціях виділяти в ґрунтовий роз­чин катіони Н^- і АІ³⁺. Потенціальна кислотність вимірюється кількістю іонів Н⁺ (або Аl³⁺), що знаходяться у ГВК в увібраному, поглиненому стані. За певних умов ці іони можуть бути переве­дені в розчин; найбільш рухома частина іонів Н⁺ (або Аl³⁺) може перейти в розчин при обробці ґрунту розчином нейтральної солі, наприклад КСl, NaСl. Інша, менш рухома, частина іонів Н⁺ може перейти в розчин при подальшій обробці ґрунту розчином гідролітично лужної солі, наприклад СН₃СООNа (її рН = 8,2).

Взаємодію ґрунту з різними солями можна записати так:

[ГВК] Н⁺ + НСІ ↔ [ГВК] К⁺ + НСl;

[ГВК] Н⁺ + СН₃СООNa ↔ [ГВК] Na⁺ + СН₃СООН.

У результаті обмінних реакцій катіонів солей (К⁺, Na⁺) з іона­ми Н⁺ ґрунту в сольових витяжках утворюються вільні кислоти, які можна кількісно визначити звичайним титруванням лугом. За кількістю знайденої соляної кислоти при обробці зразка ґрунту розчином нейтральної солі (КСl) визначають обмінний вид кис­лотності. За кількістю утвореної оцтової кислоти при обробці зразка ґрунту розчином гідролітично лужної солі (СН₃СООNа) визначають гідролітичний вид кислотності ґрунту. Оскільки ней­тральна сіль витісняє лише частину ввібраного водню, а гідролітичне лужна сіль — майже увесь, то найчастіше визначають величину гідролітичної кислотності, оскільки це є результуючим виразом усіх видів кислотності (рис. 2).

Хлорид алюмінію як гідролітично кисла сіль сприяє утворен­ню кислої реакції ґрунтового розчину.

У природі поширення кислих ґрунтів пов'язано з певними умовами ґрунтоутворення. Велике значення в утворенні ґрунтів з тією чи іншою реакцією має характер ґрунтотворної породи. Так, на карбонатних породах за однакових умов формуються ґрун­ти з нейтральною реакцією, що збагачені кальцієм і магнієм, а на вилугованих безкарбонатних породах формуються кислі ґрун­ти. Великий вплив на утворення кислих ґрунтів мають кліматичні умови. Наприклад, в умовах промивного або періодично про­мивного типів водного режиму ґрунтів відбувається винос солей кальцію та магнію і в ГВК поступають іони Н⁺. При цьому виникає явище ненасиченості ґрунту основами, тобто створюється кисла реакція. Така реакція середовища характерна для підзолистих, дерново-підзолистих, сірих лісових і опідзолених ґрунтів, черво­ноземів та ін. Рослинність також впливає на характер реакції ґрунту. Хвойні ліси, мох і гриби сприяють посиленню кислотності ґрунту в зв'язку з кислими властивостями їхніх органічних за­лишків і продуктів обміну, широколистяні ліси і трав'яниста рос­линність, навпаки, сприяють нагромадженню основ у ґрунті.

Рис. 2. Види кислотності ґрунтів

При наявності в ґрунті ввібраного алюмінію взаємодію його з розчином нейтральної солі можна записати таким рівнянням:

[ГВК]АІ³⁺ + 3КСl ↔ [ГВК]3К⁺+ АlСl₃.

Сільськогосподарська діяльність людини може призвести до зміни реакції ґрунту. Відчуження врожаїв з полів призводить до поступового збіднення ґрунтів елементами, в тому числі й осно­вами. При цьому підвищується його кислотність. Крім того, під­кислюють ґрунт фізіологічне кислі мінеральні добрива.

Кисла реакція ґрунтів несприятлива для більшості культурних рос­лин і корисних мікроорганізмів. Кислі ґрунти мають погані фізичні властивості. У зв'язку з нестачею кальцію та магнію органічна речо­вина в кислих ґрунтах не закріплюється і ґрунт збіднюється на по­живні речовини. Основним методом підвищення продуктивності кислих ґрунтів і зменшення їхньої кислотності є вапнування.

Іншою важливою характеристикою реакції ґрунтового сере­довища є лужність, її наявність створює несприятливі властивості ґрунту, що призводить до пригнічення рослин і мікроорганізмів, погіршення агрофізичних властивостей ґрунтів. Розрізняють ак­тивну та потенціальну лужність.

Активна лужність зумовлена наявністю в ґрунтовому розчині гідролітично лужних солей (Na₂СO₃, NaНСO₃, та ін.), які при ди­соціації утворюють в основному іони ОН^-.

У ґрунтовому розчині хімічними методами визначають загаль­ну лужність, лужність, зумовлену карбонатами або гідрокарбо­натами. Лужність від нормальних карбонатів може виявитись внаслідок обмінних реакцій ґрунтів, що містять увібраний натрій, а також внаслідок життєдіяльності сульфатредукуючих бактерій, що відновлюють в анаеробних умовах у присутності органічних речовин сульфати натрію до соди:

Na₂SO₄ + 2С = 2СO₂ + Nа₂S;

Na₂S + СO₂ + Н₂O = Nа₂СO₃ + Н₂S.

Активну лужність виражають величиною рН. Потенціальна лужність дає уяву про сумарний вміст лугів у ґрунтовому розчині і ГВК. Потенціальна лужність виявляється у і ґрунтів, що містять увібраний натрій. При взаємодії такого ґрун­ту з вугільною кислотою, що знаходиться в ґрунтовому розчині, відбувається реакція заміщення, результатом якої є нагромад­ження соди і підлуження розчину:

[ГВК]2Na⁺+Н₂СO₃ ↔ [ГВК]2Н⁺ + Nа₂СO₃.

Потенціальну лужність виражають у міліграм-еквівалентах на 100 г ґрунту. Лужність ґрунтового розчину культурні рослини пе­реносять гірше, ніж кислотність. Найбільш токсичним є карбонат натрію. Його шкідливий вплив починає виявлятись при вмісті іонів СO₃^-2 у кількості 0,005-0,02%, або 0,17-0,7 мг-екв на 100 г ґрун­ту. Гідрокарбонат натрію менш токсичний. Його шкідливий вплив починає виявлятись при вмісті іонів НСO₃^- у кількості 0,065-0,4%, або 1,0-6,25 мг-екв на 100 г ґрунту.

Надлишкову лужність ліквідовують внесенням фізіологічно кислих мінеральних добрив, гною і гіпсу.

Буферність ґрунту — це його здатність протидіяти зміні ре­акції ґрунтового розчину. Чим більша буферність ґрунту, тим важ­че змінити його реакцію в кислий або лужний бік. Буферність ґрунту залежить від його гранулометричного складу. Високу бу­ферність мають важкі високогумусовані ґрунти. На буферність впливає кількісний і якісний склад обмінних катіонів ґрунту, ве­личина ємкості катіонного обміну.

Буферна здатність є одним із елементів родючості ґрунтів. Вона дає змогу зберегти сприятливі для рослин властивості ґрунтів. Буферність ґрунту необхідно враховувати при проведенні хімічної меліорації — вапнуванні та гіпсуванні.