Іі. 2. Закони лібіха

Проблема мінерального, кореневого або ґрунтового живлення рослин почала цікавити людей з розвитком рослинництва. Німецький хімік Лібіх, засновник агрохімії, в минулому сторіччі висунув теорію мінерального живлення, згідно якої, головним фактором родючості ґрунтів вважаються неоранічні речовини. Він вперше запропонував використовувати в якості добрив чисті мінеральні сполуки. Лібіх сформулював так званий “закон мінімуму”, згідно якого, внесення мінеральних речовин не дає приросту врожаю, поки не буде ліквідовано нестачу того елементу, який міститься в ґрунті в мінімальній кількості. Йому належить також "закон повернення", який вказує на необхідність повернення в грунт тієї кількості поживних речовин_; яка була поглинута рослинами.

Іі.3. Ґрунт як джерело мінеральних речовин

Ґрунт складається із твердої фази (фрагментів порід і мінералів) та рідкої фази (ґрунтового розчину). Ґрунтові тверді частки називають також фракціями, які класифікують у відповідності з їх розмірами.

Крупнозернистий пісок – діаметр 200 - 2000 мкм.

Дрібнозернистий пісок – 20 - 200 мкм.

Мул – 2 - 20 мкм.

Глина – менше 2 мкм.

Тверда фаза складається із неорганічних та органічних компонентів. Органічна складова містить залишки організмів на різних стадіях мінералізації (гумінові речовини) та чисельні живі рослини та тварини (переважно гриби, бактерії та інші мікроорганізми). Елементи мінерального живлення знаходяться в ґрунті у розчиненому та зв'язаному вигляді. В ґрунтовій воді розчинено лише 0,2% всього запасу мінеральних речовин. Майже 98% мінеральних елементів у ґрунті знаходиться в органічних залишках, гумусі та важкорозчинних неорганічних сполуках, або входять до складу мінералів. Це резерв мінеральних речовин, який повільно мобілізується внаслідок мінералізації гумусу і процесів вивітрювання. Решта (2%) - адсорбовані на поверхні ґрунтових глинистих часток.

Неорганічні елементи, що поглинаються коренями рослин, існують у ґрунтовому розчині у вигляді іонів. Більшість із них утворює позитивно заряджені іони — катіони Са²⁺, К⁺, Nа⁺ та ін. Глинисті частки в різних точках своєї кристалічної решітки мають надлишковий від'ємний заряд, де катіони зв'язуються і утримуються від вимивання. Під час катіонного обміну вони можуть заміщатися іншими катіонами та переходити в ґрунтовий розчин і ставати доступними для рослин. Як правило, сильніше адсорбуються іони з більшою валентністю, при однаковій валентності – іони з тонкою водною оболонкою адсорбуються краще, ніж сильно гідратовані іони. Поверхневий іонний шар служить посередником між твердою ґрунтовою фазою і ґрунтовим розчином. При надходженні іонів до ґрунтового розчину, або видаленні з нього, починаються процеси катіонного обміну. При цьому іони з більшою здатністю до сорбції сильніше притягуються глинистою часткою і витісняють з її поверхні інші іони з меншою сорбованістю. Сила сорбційного зв’язування зменшується в ряду катіонів Аl³⁺ - Са²⁺ - Мg²⁺ - NH - К⁺ -Nа⁺.

Здатність твердої фази до обміну катіонами з ґрунтовим розчином називається катіонообмінною ємністю ґрунту. Кількість іонів, необхідна для заняття всіх здатних до адсорбції позицій на поверхні одиниці маси ґрунту називається адсорбційною ємністю. Вона, в першу чергу, залежить від поверхневих властивостей ґрунтових часток.

Негативно заряджені іони – аніони Nоз^- ; sO4^2- ; НСОз^- ; ОН^- та ін. вимиваються з ґрунту швидше, ніж катіони, оскільки вони відштовхуються від одноіменно заряджених глинистих часток. Виключенням є фосфат, котрий утворює нерозчинні осади та вибірково зв'язується сполуками, що містять залізо, алюміній і кальцій. Сила сорбційного зв'язування зменшується в ряду аніонів Р0₄^3-; СО₃^2- ; Сl^-.

Сорбційне зв'язування іонів забезпечує їх фіксацію у грунті та захищає від вимивання, при цьому концентрація ґрунтового розчину залишається низькою та вирівняною і корені не відчувають осмотичного перевантаження, але в разі необхідності сорбовані іони стають доступними для рослин.