<<
>>

ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО ПОЧВЫ


Органическое вещество почвы - это совокупность всех органических веществ, находящихся в форме гумуса и остатков животных и растений, т.е. важная составная часть почвы, представляющая сложный химический комплекс органических веществ биогенного происхождения, разделяемых на две группы:
  1. Гумусовые, или перегнойные, вещества специфической природы.
  2. Негумифицированные вещества растительного и животного происхождения (остатки растений, червей, насекомых, тела микроорганизмов). Эта часть органического вещества составляет 10-15% от общего запаса его в почве; она легко разлагается и является источником питательных веществ для растения.

ГУМУСОВЫЕ ВЕЩЕСТВА
Гумус - часть органического вещества почвы, представленная совокупностью специфических и неспецифических органических веществ почвы за исключением соединений, входящих в состав живых организмов и их остатков. Гумус представляет собой высокомолекулярные азотсодержащие соединения специфической природы. Гумус (перегной) возникает в результате биохимических процессов разложения растительных остатков и в силу этого имеет весьма сложное строение. Гумусовые вещества представляют собой особую систему азотсодержащих органических соединений циклического строения и кислотной природы.
Количество гумуса в почве бывает различным и зависит от многих факторов, особенно от типа почвы, природно-климатических условий, специализации севооборота, характера и интенсивности земледелия (табл. 3.3). Больше всего гумуса в верхних слоях почвы, вниз по профилю содержание органических веществ, в том числе и гумуса, снижается.
При рациональном применении органических и минеральных удобрений в севооборотах с многолетними бобово-злаковыми травами, как правило, развиваются полезные микробиологические процессы и содержание гумуса в почве возрастает, качество его улучшается. Если удобрения не применяются, содержание его снижается, что подтверждают исследования во всех зонах нашей страны.
При оптимальных биологических процессах количество гумуса в почве со временем увеличивается. Если систематически вносят органические удобрения и соблюдают научные принципы ведения земледелия, скорость накопления гумуса возрастает еще больше. Если же нет - растительные остатки, ежегодно поступающие в почву,
постепенно разлагаются, большей частью минерализуются и поэтому не накапливаются.
3.3. Содержание гумуса в основных типах почв (по И. В. Тюрину)


Содержа

Запасы гумуса, т/га

Почва

ние гумуса в пахотном слое, %

слой 0-20 см (в среднем)

слой 0-120 см

Дерново-подзолистая

2-4

53

80-120

Серая лесная оподзоленная

4-6

109

150-300

Черноземы
выщелоченный

7-8

192

500-600

мощный

10-12

224

650-800

обыкновенный

6-8

137

400-500

южный

4-5

-

300-350

Т емно-каштановая

3-4

99

200-250

Каштановая и светло- каштановая

1,5-3

-

100-200

Серозем

1-2

37

50

Краснозем

5-7

153

150-300


Содержание гумуса в почве - важный показатель ее потенциального плодородия, активности в ней всех биологических процессов.
На долю гумуса приходится 85-90% от общего количества органического вещества почвы. Он состоит из двух основных групп: 1) гуминовые кислоты; 2) фульвокислоты. Выделены также гумины.
Гуминовые кислоты - группа темноокрашенных гумусовых кислот, растворимых в щелочах и нерастворимых в кислотах. Это - высокомолекулярные азотсодержащие органические кислоты циклического строения, хорошо растворяющиеся в слабых растворах едких щелочей, пирофосфата натрия, щавелевокислого натрия, фтористого натрия и аммиака с образованием растворимых солей - гуматов. В зависимости от концентрации и типа почвы растворы гуматов имеют вишнево-коричневую или черную окраску. Гуминовые кислоты состоят из углерода, водорода, кислорода и азота. Их состав колеблется в относительно узких пределах: С - 52-62%, Н - 2,8-5,8,
О              - 31-39, N - 1,7-5%. Содержание этих элементов в гуминовых кислотах зависит от типа почвы, химического состава разлагающихся остатков, условий гумификации. Больше всего углерода в гуминовых кислотах черноземов. Сельскохозяйственное производство мало изменяет элементарный состав этих кислот.
Выделенные из почвы препараты гуминовых кислот содержат помимо названных элементов и некоторое количество зольных (Р, 8, А1, Ре, 81); в зависимости от степени очистки препарата их количество колеблется от 1 до 10%.
Наличие в гуминовых кислотах функциональных групп (3-6 фенольных гидроксилов (-ОН), 3-4 карбоксильных (-СООН), мето- ксильных (-О-СН3) и карбонильных (-С=0) групп) определяет свойства гуминовых кислот и характер взаимодействия их с почвой. Например, карбоксильные группы в гуминовой кислоте определяют ее кислотные свойства и обусловливают участие в процессах обменного поглощения катионов. Водород карбоксильных групп может замещаться различными катионами, в результате образуются соли - гуматы (Са, К, М%, ЫН4 и т.д.).
Фульвокислоты - это группа гумусовых кислот, легко растворимых в воде, щелочах и кислотах; являются высокомолекулярными азотсодержащими органическими кислотами, состоящими из углерода, водорода, кислорода и азота. Но они, в отличие от гуминовых кислот, содержат меньше углерода и больше кислорода. Элементный состав их примерно таков: С - от 40 до 52%, Н - от 4 до
  1. О - от 42 до 52, N - от 2 до 6%. Фульвокислоты окрашены в желтый или бурый цвет. Они более подвижны и сравнительно легко передвигаются по профилю почвы.

Фульвокислоты, обладая сильной кислой реакцией и хорошей растворимостью в воде, довольно хорошо разрушают минеральную часть почвы. Вместе с тем следует отметить, что разрушающее действие фульвокислоты на почву, ее минеральную часть, во многом зависит от количества гуминовых кислот в данной почве: чем меньше в ней гуминовых кислот, тем сильнее действие фульвокислот.
Как и гуминовые кислоты, они имеют функциональные группы, способные к обменному поглощению катионов, образуют растворимые соли кальция, магния и др. (фульваты).
Фульвокислоты более подвижны, азотные соединения в них связаны менее прочно, поэтому легче подвергаются кислотному гидролизу, чем азотные соединения гуминовых кислот. В гуминовых кислотах содержится 15-30%, а в фульвокислотах - 20-40% азота почвы.
Гумины - комплекс гуминовых и фульвокислот (по природе ближе к гуминовым кислотам), отличающийся от последних тем, что более прочно связан с минеральной частью почвы, более устойчив к разложению микроорганизмами; нерастворим в кислотах, щелочах и органических растворителях. Азот гуминов составляет 20-30% общего азота почвы.
Различные типы почв отличаются не только по общему содержанию гумуса, но и по количеству и соотношению гуминовых кислот и фульвокислот. Например, в дерново-подзолистых почвах это соотношение 0,4-0,6, а в черноземах - 1,0-1,5 и более. Эти различия в значительной степени обусловливают более высокую подвижность органического вещества, а следовательно, и азота в дерново-подзолистых почвах по сравнению с черноземами.
Гумусовые вещества могут находиться в почве в виде гуматов кальция, магния, натрия; в виде гуматов и смешанных солей с гидроокисью алюминия и железа или комплексных органоминеральных соединений с алюминием, железом, фосфором и кремнием. Они способны поглощаться глинистыми минералами. Особенно прочна связь гумусовых веществ с минералами типа монтмориллонита; с каолинитом или полевыми шпатами связь менее прочная. Образование различных органоминеральных соединений в почве (комплекс гумусовых веществ с минеральной частью) ведет к закреплению гумуса в почве. Гумус играет важнейшую роль в создании почвенного плодородия и в питании растений.
  1. Органическое вещество является источником элементов питания для растений. В нем содержатся 98-99% азота, 30-40 - фосфора, 90% серы от общего содержания их в почве.
  2. Гуминовые кислоты, фульвокислоты и другие, а также углекислота, образующаяся при разложении органических веществ, постепенно разрушают силикаты и алюмосиликаты, растворяют карбонаты кальция и магния, фосфаты и другие соли, переводя эти элементы питания в доступную для растений форму.
  3. Органические вещества являются источником пищи для микроорганизмов. При их разложении азот, фосфор, сера переходят в легкоусвояемые минеральные соединения.
  4. Многие органические вещества - гуминовые кислоты в высокодисперсном состоянии, органические кислоты (уксусная, пропионовая, янтарная и др.), а также ферменты, антибиотики, витамины, поступающие в растения в микро-количествах, - стимулируют иногда их рост в условиях водной и песчаной культур.
  5. Органическое вещество почвы участвует в адсорбционных процессах в почве, повышает ее поглотительную способность и буферность, улучшает физические свойства почвы (влагоемкость, водо- и воздухопроницаемость, тепловой режим и т.д.).

В почве постоянно происходят процессы образования и разрушения гумуса. Гумус, хотя и устойчив к микробиологическому разложению, постепенно минерализуется. В зависимости от того, какой процесс преобладает, содержание гумуса в почве увеличивается или уменьшается. В пахотном слое дерново-подзолистых почв органического вещества ежегодно минерализуется 6-7, а в черноземных почвах - около 10 ц/га, что составляет соответственно около
  1. и 0,4-0,5%. Органические и минеральные удобрения, запашка растительных остатков повышают содержание гумуса и азота в почве.

Органическое вещество почвы образуется под влиянием жизнедеятельности растений, микроорганизмов и почвенной фауны. На процесс разложения органического вещества оказывают влияние воздух, влага, химический состав растительных остатков. При обильном притоке воздуха и оптимальной влажности совершается быстрый аэробный процесс разложения. При недостатке воздуха и избытке влаги в почве создаются условия для анаэробного микробиологического процесса разложения. Лучшие условия для экономного разложения органических веществ создаются в структурных, рыхлых, окультуренных почвах, в которых соотношение между аэробным и анаэробным микробиологическими процессами разложения органических веществ (в том числе и гумуса) бывают оптимальными.
На поверхности структурных агрегатов (комочков) развивается аэробный (быстрый) процесс разложения, а внутри структурных комочков, куда воздух из-за насыщения капилляров водой проникает с большим трудом, - анаэробный (медленный) процесс разложения. При таком одновременном разложении органических веществ растения лучше всего обеспечены пищей, водой и воздухом, наиболее экономно расходуется плодородие почвы, потерь водорастворимых питательных веществ в грунтовые и речные воды не происходит. Кроме условий аэрации на полноту и характер разложения органического вещества влияют и другие факторы (температура, реакция почвы, наличие органического вещества и необходимых для микроорганизмов элементов пищи - фосфора, азота и др.).
Простые органические вещества (сахар, крахмал и др.) разлагаются быстрее, чем углеводы сложного происхождения (целю- лоза, гемицеллюлоза). Белки растительного происхождения также разлагаются быстро.
Устойчивы к разложению микроорганизмами смолы, воски. Наиболее устойчив лигнин. При его соединении с микробным белком и другими азотистыми органическими веществами образуется темноокрашенное сложное комплексное вещество, являющееся основным ядром гумуса.
В результате жизнедеятельности микроорганизмов образуются вещества вторичного происхождения, из которых состоят тела самих микроорганизмов и продукты их обмена. В состав тел микроорганизмов в значительном количестве входят белковые вещества. Поэтому относительное содержание белковых веществ, включая и белковые вещества микробных тел, при разложении растительных остатков не убывает, а возрастает.

В зависимости от условий разложения в почве накапливаются качественно различные перегнойные вещества. При аэробном разложении лесной подстилки грибной флорой образуются растворимые бесцветные фульвокислоты. При бактериальном разложении органических остатков травянистых растений образуются малорастворимые, темноокрашенные гуминовые кислоты.
Изменение состава растительных остатков вследствие неодинаковых скорости и полноты разложения составных частей в почве и деятельности микроорганизмов приводит к постепенному новообразованию специфических перегнойных веществ. Следовательно, главная роль в круговороте химических веществ в почве и, прежде всего, поступающих органических соединений от растений и различных удобрений принадлежит микроорганизмам, т.е. живой части почвы.
Любая почва населена различными микроорганизмами: грибами, бактериями и актиномицетами, а также водорослями и простейшими. Их численность в разных почвах неодинакова. Состав и число микроорганизмов определяются не только типом почв, но и степенью их окультуренности. Чем выше окультуренность почвы, тем больше в ней содержится полезных микробов. Микробная масса на 1 га составляет 5-7 т. Если учесть, что за вегетационный период в почве сменяется несколько поколений микроорганизмов, то общая живая масса их на 1 га может достигать довольно внушительных размеров - 15-20 т и более.
Микроорганизмы - наиболее энергичная и подвижная часть почвы. Их важная роль в почвенных процессах и питании растений определяется не только тем, что эти живые существа обладают колоссальным ферментативным действием на окружающий мертвый субстрат, но и огромной активной поверхностью, на которой с большой скоростью совершаются сложнейшие превращения различных соединений почвы и вносимых удобрений.
Общая поверхность микробного населения 1 га почвы составляет примерно 500-600 га, т.е. микроорганизмы - главная живая плазма почвы. В конечном итоге они определяют течение большинства процессов в почве и во многом влияют на характер питания растений. Превращения поступающих удобрений также в определенной степени связаны с жизнедеятельностью почвенной биоты.
  1. Агрохимия


Учение о поглотительной способности почв создал К.К. Гед- ройц. 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, физикохимическую (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 lt;0,25 мкм) поверхностная энергия возрастает.
Дисперсная система почвы в соответствии с основным законом коллоидной химии стремится уменьшить свою свободную поверхностную энергию за счет понижения степени дисперсности (уменьшения величины общей поверхности дисперсной фазы) или снижения величины поверхностного натяжения дисперсионной среды, т.е. почвенного раствора. Вещества, уменьшающие поверхностное натяжение, адсорбируются на поверхности почвенных частичек.
Повышение концентрации растворенного вещества в слое дисперсионной среды, непосредственно примыкающей к частицам фазы, называется положительной адсорбцией. Вещества, вызывающие поверхностное натяжение дисперсионной среды, вызывают обратное явление - отрицательную адсорбцию. При положительной адсорбции дисперсная фаза как бы притягивает из дисперсионной среды к своей поверхности растворенные вещества, а при отрицательной адсорбции - как бы отталкивает их от своей поверхности. Этот вид поглощения называется физическим, потому что поглощенное из раствора вещество продолжает находиться в растворе, но в слое жидкости, непосредственно соприкасающемся с твердыми частичками почвы. Положительно адсорбируются гидраты окисей металлов из солей сильных оснований и слабых кислот или из чистых растворов этих гидратов окисей. Анионы адсорбируются отрицательно.
Учитывая сложность качественного состава почвы, а также постоянно изменяющуюся концентрацию веществ в почвенном растворе в зависимости от метеорологических и других условий, физическое поглощение почвы можно считать динамическим процессом, в результате которого создается различная концентрация солей в почве.
Положительная адсорбция играет важную роль в почвенных процессах и в питании растений, так как растворенные в почвенной влаге вещества находятся в почве в связанном состоянии, оставаясь в растворе. Кроме этого, растворенные вещества удерживаются от вымывания из почвенных слоев вниз, тем самым сохраняется плодородие почвы. Благодаря физическому поглощению в почве создаются различный концентрации питательных элементов, и растения выбирают тот раствор, в котором концентрация солей наиболее соответствует их биологическим требованиям.
Физическое поглощение в почве может возникать и в результате коагуляции коллоидных частиц. Этот процесс предотвращает вымывание илистой фракции почвы, а также питательных веществ из корнеобитаемого слоя. Выделить в почве физическое поглощение очень трудно, так как оно постоянно находится во взаимосвязи с химическим поглощением и обменной адсорбцией.
Биологическое поглощение - поглощение растениями и почвенной микрофлорой питательных веществ из почвы, удобрений и воздуха. В результате деятельности растений и почвенных микроорганизмов накапливается органическое вещество, содержащее зольные элементы и азот. Этот вид поглотительной способности имеет большое значение в жизни почвы, в процессах почвообразования и играет существенную роль при внесении в почву удобрений.
Одной из особенностей процесса поглощения организмами элементов минерального питания является избирательность этого процесса: корни растений и микроорганизмы усваивают из почвы главным образом те элементы, в которых они нуждаются. Большинство микроорганизмов потребляют те же элементы для питания и построения своих тел, что и растения. Количество же микробов может достигать нескольких тонн на 1 га.
К биологическому виду поглотительной способности относится и усвоение свободного азота азотфиксирующими микроорганизмами. Некоторая часть питательных веществ, вносимых в почву в виде удобрений (Ы, Р, 8 и др.), потребляется микроорганизмами; если этот процесс сильно выражен, то он может отрицательно отразиться на питании культурных растений. В окультуренных дерново-подзолистых почвах в микробной плазме содержится около 125 кг Ы, примерно 40 кг Р2О5 и около 25 кг К20 на 1 га. В то же время в определенных условиях биологическое поглощение бывает полезным, так как поглощенные в этом случае питательные вещества предохраняются от вымывания и от передвижения к поверхности почвы.
Исследования со стабильным изотопом 15Ы 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 (N03” и СГ) ни с одним из катионов (Са2+, Mg2+, К+, А13+, ЫН4+) не образуют в воде труднорастворимых соединений, а следовательно, химически почвой не поглощаются.
Анионы угольной и серной кислот (СО32-, 8042_) в почвах с большим количеством Са2+, М%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 (Са2+, Ре3+, А13+).
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 бикарбонатом:
Са(Н2Р04)2 + Са(НС03)2 -gt; 2СаНР04 + 2Н2С03,
Са(Н2Р04)2 + 2Са(НС03)2 -gt; Са3(Р04) 2 + 2Н2С03.
С обменно-поглощенным кальцием в почве:
(почва) Са + Са(Н2Р04)2 —gt; (почва) + ^2СаНР04,
Н
Са              Н
(почва) Са + Са(Н2Р04)2 -gt; (почва) " + |Са3(Р04)2.
Н
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 СаНР04 или Са3(Р04)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:
Ре (ОН)3 + Н3Р04 -gt; РеР04 + 3 Н20 или А1 (ОН)3 + Н3Р04 -gt; А1Р04 + 3 Н20.
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 lt; сероземы lt; дерново-подзолистые почвы lt; красноземы.
Обменное поглощение катионов - это способность почвы удерживать на поверхности своих частиц ионы, способные к эквивалентному обмену, или способность мелкодисперсных коллоидов частиц почвы, как минеральных, так и органических, несущих отрицательный заряд, поглощать различные катионы из раствора.
Обменное поглощение состоит в том, что из раствора в твердую фазу переходят одни катионы, а одновременно из твердой фазы в раствор вытесняется соответствующее количество других катионов, которые до этого находились в почве в поглощенном состоянии.
К.К. Гедройц сформулировал основной закон, управляющий обменной адсорбцией почв: все почвы обладают способностью обменивать содержащиеся в их поглощающем комплексе поглощенные катионы (как металлические, так и водородные) на любые катионы электролитов (как металлические, так и водородные), причем количество катионов, поглощенных почвой, эквивалентно количеству катионов, вытесненных из почвы в раствор.
В обменном поглощении катионов, как и при физической поглотительной способности почв, существенную роль играет поверхностная энергия. Однако если при физическом поглощении процесс ограничивается положительной или отрицательной концентрацией растворенного в слое жидкости у поверхности почвенных частиц, то при обменном поглощении электролиты почвенного раствора вступают в химическую реакцию с молекулами, расположенными на поверхности почвенных частиц. Такая химическая реакция возможна, с одной стороны, при наличии поверхностной энергии, а с другой стороны, заряженные отрицательно почвенные коллоидальные частицы притягивают к своей поверхности катионы электролитов почвенного раствора, где эти катионы и вступают в реакцию обмена с катионами молекул, расположенных на поверхности частичек. Эти обменные реакции имеют двойственную природу - физическую и химическую. Поэтому и поглотительная способность почв названа физико-химической.
Важно отметить, что в отличие от химического поглощения (когда вследствие образования нерастворимых соединений изменяется состав и общая концентрация раствора) при обменном поглощении концентрация раствора не изменяется, но изменяется вследствие обмена состав катионов в растворе, а концентрация анионов почти не изменяется. При поглощении какого-либо катиона из раствора почва одновременно отдает в раствор эквивалентное количество другого катиона, который раньше находился в твердой фазе:
ЫН
(почва) Са + 2 ЫН4ЫОз —» (почва) хти4 + Са(МЭз)2.
1gt;П4
Реакция обмена катионов обратима. Поэтому реакцию обменного поглощения катионов правильнее изображать так:
(почва) Са + 2 ЫаС1 —» (почва) ^ + СаСЬ.
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 ССgt;2 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.
  1. Реакция обмена протекает в эквивалентных соотношениях и обратима. При этом устанавливается подвижное равновесие между почвой и раствором.
  2. 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.
  3. Реакция обмена катионов протекает с большой скоростью, равновесие устанавливается в течение нескольких минут.
  4. 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: 1л+ lt; Ыа+ lt; ЫН4+ lt; К+ lt; ЯЬ+ с относительной атомной массой соответственно 6, 9, 23, 18, 39, 85. Двухвалентные катионы располагаются в ряд М§2+ lt; Са2+ lt; Со2+ (относительная атомная масса соответственно 24, 40, 59), а трехвалентные: А13+ lt; Ре3+ (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 монтмориллонита 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 ЫН4С1, то вместо кальция поглотится 450 мг ЫН4 и почва будет содержать 450 мг поглощенного аммония (эквивалент 1МН4 = 18). Поэтому при обмене Са на ЫН4 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 8102: ЯгОз. 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 монт- мориллонитовой 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:
RCOOH —» RCOCT + H +.
Реакцию обмена катионов, поглощенных органическими почвенными коллоидами, можно представить следующим образом:
/ СОО \              / COOK
R              Са + 2 КС1 J+ R              + СаС12
х СОО х              4 COOK
Способность к обмену катионов у минеральных частиц мелкодисперсной 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 (Si02)„ 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:
[(Si02)„]              [(Si02)„_, АЮ2Г
нейтральная              структура с отрицательным
структура              электрическим зарядом
Отрицательный заряд в алюмосиликатах уравновешивается соответственным количеством таких катионов, как К+, Na+, Са2+ и др.
У минералов глин, входящих в состав мелкодисперсной фракции почвы, эти катионы оказываются способными к диссоциации и обмену на другие катионы по схеме
[(Si02)„_! А102] К -gt; [(Si02)w_! А102Г + К+.
Приведенная схема показывает, почему именно алюмосиликаты, а не свободная Si02 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 Si02 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:
.. .03Si2020HAl20H02Si203...
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:
[.. .03812020НА120Н81А102...]".
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:
[.. .03812020НА1М§0Н0281203...]".
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:
...О^ОгОНАЬ (ОН)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:
[.. .03812020Н А12 (ОН)2...]+ +ОН~.
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:
[Ре (ОН)3] „ -gt; |Те„ (ОН)3„_,]+ + ОН“,
[А1 (ОН)3] „ -gt; [А1„ (ОН)3„_,]+ + ОН“.
По мере общего увеличения в составе мелкодисперсной фракции почв содержания алюминия и железа и уменьшения количества кремнекислоты 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 Si02: (AI2O3 + Ре20з). 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.
  1. Вследствие обратимости реакции обмена катионов почва обладает способностью регулировать состав почвенного раствора (КС1 на черноземе вытесняет Са2+, а на кислых почвах - А1 + и Н+). Состав поглощенных катионов может оказать существенное влияние на действие удобрений.
  2. 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 1/107 г/л. Соляная и азотная кислоты в разведенном растворе диссоциируют полностью, поэтому если к 1 л воды добавить 1 ммоль НС1, то в растворе будет около 1 ммоль Н+, т.е. 0,001 г = 1/Ю3 Н+. Упрощенно концентрацию ионов водорода выражают через pH (отрицательный логарифм концентрации ионов водорода). Так как в нейтральном растворе концентрация ионов водорода равна 0,0000001 = МО-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.

Концентрация Н+, г/л 10“3 ю-4 10"5 10'6 10'7 10“8 10^ 1lt;Г'° 10“" PH              3456789 10 11
V              у              /              V              у              /
Реакция              кислая нейтральная 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:
Н20 + С02 = Н2С03,
Н2С03 = Н+ + НСОз"
Однако эта кислотность подвергается нейтрализации поглощенными основаниями (кальция и магния) и карбонатами тех же металлов:
(почва) Са + 2 Н2С03 = (почва) ?? + Са(НС03)2,
Г1
СаСОз + Н2С03 = Са(НС03)2.
Если в поглощающем комплексе почвы содержится поглощенный натрий, то в растворе возможно образование бикарбоната или карбоната натрия:
(почва) Ыа + Н2С03 = (почва) Н + ЫаНСОз,
(почва) ^ + Н2СОз = (почва) ^ + Ыа2СОз.
Углекислые соли в растворе подвергаются гидролитической диссоциации:
Са(НС03)2 + 2Н20 = Са(ОН)2 + 2Н2С03,
ЫаНСОз + Н20 = ЫаОН + Н2С03.
Так как Са(ОН)2 и ЫаОН - сильные основания, а Н2СОз - 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 (Н2СОз + Са(НСОз)2), а также растворимых органических кислот и их солей. Чем меньше кальция и больше водорода, тем меньше будет Са(НСОз)2 и больше свободной Н2СОз, pH колеблется от 5 до 7.
Кроме С02 и органических кислот почвенный раствор могут подкислять и соли алюминия:
А1С13 + ЗН20 = А1(ОН)3 + 3 НС1 -gt; А1(ОН)3 + 3 Н+ + 3 СГ.
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 (Н2С03) 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:
(почва) Н +КС 1 = (почва) К + НС 1,
К
(почва) А1 + ЗКС1 = (почва) К + А1С1з,
К
А1С13 + ЗН20 = А1(ОН)3 + 3 НС1.
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 (СНзСООЫа) на почвенный поглощающий комплекс. Уксуснокислый натрий сообщает раствору щелочную реакцию:
СНзСООЫа + Н20 = СН3СООН + ЫаОН,
(почва) Н + ЫаОН + СН3СООН - (почва) Ыа + Н20 + СН3СООН.
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.
  1. Агрохимия

Степень насыщенности почв основаниями показывает, какая доля от общей емкости поглощения приходится на поглощенные основания:
Г--%Т-* + Н.
где V- степень насыщенности основаниями (%); 5 - сумма поглощенных оснований (ммоль); Н - гидролитическая кислотность (ммоль); Т - емкость поглощения.
Существуют понятия буферность и кислотно-основная буфер- ность 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: СН3СООН СНзСОО“ + Н+. 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 СН3СО(Жа, будет буферным также и по отношению к подкислению. Под влиянием электролитической диссоциации соли подавляется диссоциация и без того слабой кислоты:
СНзСОСЖа -gt; СН3СОО" + №+,
СНзСООН 15 СН3СОО' + Н+.
Если к такой смеси прибавить сильную кислоту, то ионы водорода будут соединяться с анионами СНзСОО“ 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:
(почва) Са + 2НЖ)з = (почва) ?? + Са(МОз)2.
Г1
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:
(почва) Н + Са(ОН)2 = (П0чва) Са + 2 Н20.
г1
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.
<< | >>
Источник: Минеев В.Г.. Агрохимия: Учебник. - 2-е изд., перераб. и доп.- М.: Изд-во МГУ, Изд-во «Колос». — 720 с., [16] л. ил.: ил. — (Классический университетский учебник).. 2004

Еще по теме ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО ПОЧВЫ:

  1. УДОБРЕНИЕ НАВОЗОМ И ПЛОДОРОДИЕ ПОЧВЫ Поступление питательных элементов и органического вещества
  2. Создание органического вещества. 
  3. Изменение состава органического вещества под влиянием окультуривания почв
  4. Роль органического вещества и азота в почвообразовании и плодородии почв
  5. Глава 2. ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО И АЗОТПОДЗОЛИСТЫХ ПОЧВ
  6. ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА ВБОЛОТНО-ПОДЗОЛИСТЫХ ПОЧВАХ
  7. ХАРАКТЕРИСТИКА ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА ТОРФОВ ГОРНОГО АЛТАЯ А. В. Савельева, Г. В. Ларина
  8. КИНЕТИКА РАЗЛОЖЕНИЯ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА ТОРФОВ ВИСКУССТВЕННО АЭРОБНЫХ УСЛОВИЯХ
  9. Часть I. ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО И АЗОТ ПОЧВКОЛЬСКОЮ ПОЛУОСТРОВА
  10. Глава 3. ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО И АЗОТ ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
  11. СОСТАВ И СВОЙСТВА МИНЕРАЛЬНОЙ И ОРГАНИЧЕСКОЙ ЧАСТЕЙ ПОЧВЫ
  12. Часть К. БИОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ПРЕВРАЩЕНИЕ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА И АЗОТА В ПОЧВАХ
  13. Доступность питательных веществ почвы
  14. КРУГОВОРОТ И БАЛАНС ПИТАТЕЛЬНЫХ ВЕЩЕСТВ И ГУМУСА ПОЧВЫ
  15. Энергосберегающие способы основной обработки почвы в технологии возделывания кукурузы Водный режим почвы