Химический состав почвенных растворов различных типов суглинистых почв, мг/л (средние данные за вегетационный период

Полная влагоемкость (водовместимость)

Капиллярно-пленочная влага. Диапазон от ММВ (максимальной молекулярной влагоемкости) до МКСВ (максимальной капиллярно-сорбционной влагоемкости)

Почвенно-гидрологические константы в диапазоне пленочной влаги

• МГ (максимальная гигроскопическая) – наибольшее количество воды, которое почва способна поглотить из воздуха, имеющего влажность, близкую к насыщению;

• ВЗ (влажность завядания) – влажность почвы, при которой появляются устойчивые признаки завядания растений с хорошо развитой корневой системой, не исчезающие при помещении растений на 12 часов в насыщенную парами воды атмосферу;

• ВРК (влажность разрыва капилляров) – влажность почвы, при которой подвижность влаги резко снижается

МКСВ и НВ

Наименьшая влагоемкость (НВ) – это установившая после стекания избытка воды влажность предварительно насыщенной почвы; достигается, как правило, через 2-3 дня после интенсивного дождя или полива хорошо дренируемой гомогенной почвы;

Наименьшая влагоемкость (НВ) - это наибольшее количество влаги, которое почва в природном залегании может удержать в неподвижном или практически неподвижном состоянии после обильного или искусственного увлажнения и стекания влаги при глубоком залегании грунтовых вод («капиллярно-подвешенная влага»).

НВ-син. общая,полевая, предельная полевая).

Почвенный воздух

Воздушная фаза - важная и наиболее мобильная составная часть почв, изменчивость которой отражает биологич-е и биохимич-е ритмы почвообраз-я. Ко

Почвенный воздух – антагонист почвенной влаги, располагается в почвенных порах.

Ф-ции: •обеспечивает ОВобстановку в почве (регулятор ОВрежима); •обеспечивает возможность дыхания почвенных органов (корней), развитие и функционирование растений и микроорг-ов; •регулирует газовый состав атмосферы; •влияет на р-ть и миграцию хим-х соед-й в почвенном профиле; •на интенсивность и направленность почвенных пр-ов.

Формы почвенного воздуха

1.Свободный - смесь газов и летучих орг соед-й, свободно перемещающихся по системам почвенных пор и сообщающихся с воздухом атмосферы. Обеспечивает аэрацию почв и газообмен между почвой и атмосферой.

2.Защемленный - воздух, находящийся в порах, со всех сторон изолированных водными пробками. Неподвижен, практически не участвует в газообмене между почвой и атмосферой, существенно препятствует фильтрации воды в почве, может вызывать разрушение почвенной стр-ры при колебаниях t, Ратм, W. Чем более тонкодисперсна почвенная масса и компактней ее упаковка, тем большее кол-во защемленного воздуха (в суглинистых почвах >12% от общего объема почвы или более четвертой части всего ее порового пр-ва).

3.Адсорбированный - газы и летучие орг соед-я, адсорбированные почвенными частицами на их пов-ти. Чем более дисперсна почва, тем больше сод-т адсорбированных газов при данной t. Кол-во зависит от минералогич-го состава почв, от сод-я орг в-ва, W. Песок поглощает воздуха в 10 раз <, чем тяжелый суглинок. Мелкодисперсный кварц сорбирует СО2 в 100 раз <, чем гумус. Кол-во адсорбированных газовых компонентов (Г) рассчитывается с помощью ур-ния изотермы адсорбции Ленгмюра: Г=Г∞*(С/k+С) (при Т=const), Г - предельное значение адсорбции насыщения на единицу пов-ти адсорбента, мг; С - равновесная конц-я газа в системе, мг/л; k - эмпирический коэфф-т.

4.Растворенный - газы, растворенные в почвенной воде. Ограниченно участвует в аэрации почвы, т.к. диффузия газов в водной среде затруднена. Играют большую роль в обеспечении физиологич-х потребностей растений, микроорг-ов, почвенной фауны, в физ-химич-х процессах, протекающих в почвах. Кол-во растворенных газов подчиняется з-ну фазового равновесия Генри: C=λp/10.2, С - массовая конц-я газа, растворенного в воде, мг/л; р – парц. давление газа в почв. воздухе, МПа; 10,2 - нормальное атмосферное давление, МПа; λ – коэфф-т р-ти газа в воде, мг/л.

Воздушно-физические св-ва почв - совокупность ряда физ-х св-в почв, определяющих состояние и поведение почв. воздуха в профиле.

1.Общая воздухоемкость - max возможное кол-во воздуха, выраженное в % по объему, которое сод-ся в воздушно-сухой почве ненарушенного строения при нормальных усл-х. Общую воздухоемкость (Ров) можно определить по ф-ле Ров=Робщ-Рг, Робщ - общая порозность почвы, %; Рг - объем гигроскопической влаги, %. Зависит от их гран состава, сложения, степени оструктуренности. Численно равна объему пор (общ. пористость). Показатель соnst для той или иной почвы.

По хар-ру влияния на состояние почв.о воздуха различают:

•капиллярная: характеризует почв. воздух, размещенный в капиллярных порах малого диаметра. Ее высокий % указывает на малую подвижность почв. воздуха, затрудненную транспортировку газов в пределах почвенного профиля, высокое сод-е защемленного и сорбированного воздуха. Преобладание ее хар-но для тяжелоглинистых, бесструктурных, плотных, набухающих почв. При высоких уровнях увлажнения не обеспечивает аэрацию почв, создает анаэробные зоны и благоприятствует развитию внутрипочвенного оглеения.

•некапиллярная (порозность аэрации): воздухоемкость межагрегатных пор, трещин и камер. Включает крупные поры, межструктурные полости, ходы корней и червей в почвенной толще и связана в основном со свободным почвенным воздухом. Определяет кол-во воздуха, существующего в почвах при их капиллярном насыщении влагой. Вычисляется по ур-нию: Ра=Робщ-Рк, Ра – порозность аэрации; Рк - объем капиллярной порозности, %. Наибольших значений (25-30%) достигает в хорошо оструктуренных, слабоуплотненных почвах.

Обе зависят от гран состава.

2.Воздухосодержание – кол-во воздуха, содержащегося в почве при определенном уровне естественного увлажнения. Вычисляется по ф-ле: Рв=Робщ-Рw, Рw - объемная влажность почв, %. Колеблется в различных почвах и в различные сезоны от 0 (на переувлажненных или затапливаемых территориях) до 80-90% (на переосушенных торфяниках). Во всех типах почв воздухосодержание имеет четко выраженную сезонную динамику.

3.Воздухопроницаемость (газопроницаемость) - способность почвы пропускать через себя воздух. Определяет v газообмена между почвой и атмосферой. Зависит от гран состава почвы и ее оструктуренности, от объема и строения (конфигурации) порового пр-ва. Определяется некапиллярной порозностью. Внимание при ее исследовании следует обращать на состояние пов-ти почвы, ее разрыхленность, наличие корок, трещин. В естественных усло-х изменяется от 0 до 1 л/с и выше.

Газообмен почвы с атмосферой: за неск.часов происходит газообмен в верхнем 20 см слое. Зависит от влажности: чем >, тем хуже. >капиллярной W и полной W ухудшает. Обмен СО2 наиболее интенсивно протекает на границе раздела сред

Воздухообмен (газообмен) почвы - обмен газами между почв. воздухом и атмосферой. Определяется большим кол-вом факторов: непосредственно почвенных и внешних по отношению к ней:

1)атмосферные усл-я - суточная и сезонная амплитуды колебаний tвозд, Ратм, температурные градиенты на пов-ти раздела почва-атмосфера, турбулентность атм. воздуха, кол-во осадков и хар-р их распределения, интенсивность и объем испарения и транспирации воды;

2)физич-е св-ва почвы - гран состав, стрра, состояние повти, плотность, колво и качво пор аэрации, температур-й режим почв и режим их влажности;

3)физич-е св-ва газов – v диффузии, градиенты конц-й газов в почв.профиле и на границе раздела - атмосфера, гравитационный перенос газов под действием силы тяжести, способность к сорбции - десорбции на тв. фазе, растворение в почвенных р-рах и дегазация;

4)физ-химич-е р-ции в почвах - обменные р-ции между ППК-почв.р-ром-газовой фазой, р-ции окисления- восстановления.

Воздухообмен контролируется:

•конвекцией (перенос почв.воздуха в целом, общая движущая сила, градиент полного давления). Зависит от: изменения t, W почвы, давления, действия ветра на него;

•диффузией (перенос отдельных компонентов воздуха, движущая сила – градиент парциального давления (выравнивание конц-й). Зависит от: разности парц.давления в почве или почве и атмосфере. Остальные факторы тем или иным путем связаны с ней, либо изменяя градиенты конц-й газов, св-ва среды, через которую она идет. Конвективный (под действием температурных градиентов), гравитационный (под действием силы тяжести) газопереносы, перенос газов при изменениях атм. давления имеют подчиненное значение.

Поток газообразного в-ва (Qs), протекающего через ед площади почвенной пористой среды за е/ времени, рассчитывается, исп. ур-ние молекулярной диффузии (1-ый з-н Фика): Qs=Ds*(∂c/∂z), Ds – коэфф-т диффузии газа в почве, см²•с; с – конц-я газа в почв.воздухе, мг/см³; z - глубина слоя, см.

Коэфф-т диффузии газа в атмосфере (Dа) существенно выше, чем в почвах. Ур-ние, связывающее коэфф-ты почвен. и атмосфер. диффузии с порозностью аэрации: Ds/Dа=a*Ра^b, а, b – эмпирич-е const, характериз-щие сложение среды, через которую идет диффузия. При расчетах v диффузии нужно вносить поправки на t, которые в каждом конкретном случае имеют индивидуальные знач-я.

Состав почвенного воздуха: переменный, большую роль в формир-и играет биогенный фактор.

Имеющиеся данные о динамике состава почв. воздуха дали возможность представить зависимость интенсивности поглощения О2 почвой из атмосферы (SО2) как ф-цию многих факторов (Федоров, Гильманов, 1980): SО2=F(СО2, Ts, W, Rs, Fs, Ms, Hs...), СО2 – конц-я О2 в почв. воздухе; Ts - t почвы; W - влажность почвы; Rs – сод-е в почве корней; Fs - дыхание почв. животных; Ms - активность почв. микроорг-ов; Hs - сод-е орг в-ва в почве.

Макрогазы почв. воздуха: N2, O2, CO2.

Состав атмосферного и почвенного воздуха

Атмосфера: O2 – 20,47%; N2 – 78,3%; CO2 – 0,03%

Почва: O2 – 11-21%; N2 – 78-86%; CO2 – 0,3-3%

N2: Исслед-я динамики сод-я молек. N важны при изучении пр. азотфиксации, нитрификации и денитрификации. Изучают динамику сопутствующих ему микрогазов – N2O, NО2.

NО2 – диоксид N, промежуточный продукт денитрификации, эфемерен. N2O – образ-е связывают с пр. денитрификации; существует мнение о его фотохимич-ом влиянии на озонный пояс Земли.

O2: достаточное сод-е обеспечивает необходимый уровень микробиолог-ой деят-ти, дыхания корней растений и почв. животных, при этом в почве преобладают аэробные пр. окисления. Дефицит О2 угнетает развитие корневых волосков, вызывает массовую гибель всходов растений, провоцирует развитие болезнетворных микроорг-ов, вызывающих корневую гниль. Полный анаэробный пр начинается при сод-и 2,5%, но длительное сохранение конц-и 10-15% уже угнетает воздухолюбивые культуры. Сод-е О2 в почв.воздухе контролирует ОВ режим почв. Конц-и в различных почвах в разные сезоны колеблются в широких пределах от десятых долей до 21,0%.

CO2: Пр. дыхания и разложения, непрерывно протекающие в почвах, постоянно пополняют атмосферные запасы CO2. Биологич-е знач-е: •обеспечивает ассимиляционный пр. растений (искусственное повышение конц-и CO2 в атмосфере теплиц вызывает увеличение v фотосинтеза, дает 50- 100% прирост урожая). •избыток (>3%) угнетает развитие растений, замедляет прорастание семян, сокращает интенсивность поступления воды в растит-е клетки. Почвенно-химич-я, геохимич-я роль: •Вода, насыщенная СO2, растворяет многие труднорастворимые соед-я - кальцит СаСО3, доломит СаСО3•MgCО3, магнезит MgCО3, сидерит FeCО3. => миграция карбонатов в почвенном профиле и в сопряженных геохимич=х ландшафтах. Пр.декарбонизации - вынос (выщелачивание) карбонатов под действием увеличивающейся конц-и СO2 в почв. воздухе и в почв. р-ре; обусловлен сдвигом влево равновесия Са(НСО3)2= СаСО3+Н2О+СО2

В процессах, характеризующихся нормальным кислородным дыханием (Дк), происходит эквивалентный обмен О2 на СО2: Дк=ССO2/СО2=1

Существует целый ряд пр., вызывающих отклонение в ту или иную сторону от нормального обмена.

Почва – гл. источник поступления СО2 в атм. Ежегодно почвы выделяют 0,5 т до 50 с 1 га (эмиссия СО2). Почвы тундры – 0,3 т/год на 1 га; тайги – 3-30; степей – 40-70; тропики, субтропики – 50-90.

«Дыхание почв» - высокоинформативный показатель биологич-й активности почв, характеризуется v выделения СО2 за ед. времени с ед. пов-ти. Интенсивность колеблется от 0,01 до 1,5 г/(м²•ч). Зависит от почвенных и погодных усл-й, физиологич-х особенностей растит-х и микробиологич-х ассоциаций, фенофазы, густоты растит-го покрова. «Почвенное дыхание» характеризует биологич-ую активность экосистемы в каждый конкретный период времени, и резкие отклонения от стандартных параметров дыхания могут дать экологич-ю оценку пр., вызывающим эти отклонения.

Микрогазы: N2О, NО2, СО, предельные и непредельные УВ (этилен, ацетилен, метан), Н2, Н2S, NH3, меркаптаны, терпены, фосфин, спирты, эфиры, пары орг и неорг к-т. Конц-и: 1•10^-9-10^-12²%. Происх-е: связывают с непосредственным метаболизмом микроорг-ов, с р-циями разложения и новообраз-я орг в-в в почве, с трансформацией в ней удобр-й и гербицидов, с поступлением их в почву с продуктами техногенного загряз-я атмосферы.

Состав почв. воздуха имеет вертикальную стратификацию, определяемую продуцированием и кинетикой газов в пределах почвенного профиля. В пов-ных гор-тах, вследствие активного газообмена с атмосферой, отличия компонентного состава почв. воздуха от атмосф. выражена менее заметно, чем в нижележащих. Для бол-ва почв характерен рост конц-и СО2 в почвенном воздухе с глубиной.

Газообмен и конц-и газов в почв. воздухе зависят от режима влажности и мощности зоны аэрации (толщи почвы и грунта, расположенной выше уровня грунтовых вод). В зоне капиллярной каймы грунтовых вод: max СO2, min O2. При выходе капиллярной каймы на пов-ть корнеобитаемая биологич-я активная зона насыщается Н2О, дефицит воздуха в почве, высокие конц-и СО2, низкие О2. Грунтовые воды ниже 2,5 м не оказывают заметного влияния на состав почв. воздуха.

Динамика почвенного воздуха: определяется совокуп-тью всех явлений поступления, передвижения и трансформации газов в пределах почвенного профиля, взаимодействием газовой фазы с твердой, жидкой и живой фазами почвы.

Газовая фаза почвы весьма лабильна => динамика почв. воздуха имеет суточный и сезонный (годовой) ход. Почв. воздух резко откликается на доп.поступление влаги в почву. => в орошаемых почвах наблюдается специфич-я динамика сод-я и состава почв. воздуха в связи с режимом орошения.

Суточная динамика: определяется суточным ходом атм. давления, t, освещенности, изменениями v фотосинтеза - контролируют интенсивность диффузии (Ds), дыхания корней (Rs), микробиолог-ой активности (Ms), интенсивность сорбции и десорбции (Gl,s), растворения и дегазации (Sl).=> конц-я газов в составе почв/воздуха определяется как: Cl = F(Ds,R,Ms,Gl,s,Sl...). Суточные колебания затрагивают лишь верхнюю полуметровую толщу почвы. Амплитуда этих изменений для О2 и СО2 не превышает 0,1-0,3%. Существенно в теч. суток изменяется интенсивность почв. дыхания.

Сезонная (годовая) динамика: определяется годовым ходом атм. давления, t, осадков и тесно связанными с ними вегетационными ритмами развития растит-ти и микробиолог-ой деят-ти.

Годовой воздушный режим включает в себя динамику воздухозапасов, воздухопроницаемости, состава почв. воздуха, растворения и сорбции газов, почв. дыхания.

Динамика воздухозапасов (воздухосод-я) тесно связана обратной корреляционной связью с динамикой влажности почв, является ф-цией распределения осадков. Динамика воздухопроницаемости определяется изменениями состояния пов-ти почв от пахоты до уборки и следующей пахоты.

Сезонная динамика отражает биологич-е ритмы. Концентрация СО2 в верхней толще max в период наивысшей биологической активности (насыщение почвенной толщи углекислотой; по мере затухания биологич-ой деят-ти происходит отток СО2 за пределы почв. профиля). Конц-и О2 имеют обратную зависимость. Поливы, резко изменяя термодинамические усл-я почвы, вызывают существенные изменения воздухосод-я и состава воздуха, интенсивности дыхания почв. Харр и амплитуда изменений тесно связаны с нормой поливов. Поливы дождеванием нормой до 250-300 м³/га вызывают слабые изменения в составе почв.воздуха. Через 2-3 сут система приходит в состояние динамич-го равновесия, присущего данному типу почв и растит-ти в данном сезоне года. Поливы дождеванием нормой 500-600 м³/га (норма вегетац-х поливов в черноземной зоне) вызывают более существенные сдвиги в составе почв. воздуха. При избыточных поливах конц-я СО2 достигает более 2,0%, что неблагоприятно для развития воздухолюбивых культур (овощи, плодовые). При этом снижается в 5-10 раз v выделения СО2 пов-тью почвы - ассимиляционный аппарат растений работает в дефиците СО2.

Полив дождеванием с нормой 1000 м³/га в усл-х активной вегетац-ой деят-ти на почвах тяжелого мех состава: конц-и О2 уменьшается до 10,0% и ниже, СО2 накапливается до 5-7%. В почве образ-ся микрозоны анаэробиозиса, в почв. воздухе появляются аналитически уловимые конц-и микрогазов: H2S, СН4, С2Н2 - токсичные. Повышенные конц-и СО2 в прикорневых зонах вызывают снижение интенсивности поглощения воды корневыми волоскам - снижается интенсивность транспирации воды при высоком уровне физ-го испарения влаги с пов-ти почв. Все это уменьшает эффективность поливов и требует разработки мероприятий, направленных на оптимизацию водно-воздушного режима почв при орошении.

Виды поглотительной способности почв-ее свойство обменно либо необменно поглощать различные твердые, жидкие и газообразные вещества или увеличивать их концентрацию у поверхности содержащихся в почве коллоидных частиц.

Виды поглотительной способности почв

1. Механическая поглотительная способность — это свойство почв поглощать поступающие с водным или воздушным потоком твердые частицы, размеры которых превышают размеры почвенных пор. От размера и формы пор зависят крупность задерживаемых частиц и глубина их проникновения в почву. Вода, проходя сквозь почвенную толщу, очищается от взвесей,

2. Химическая поглотительная способность обусловлена образованием в результате происходящих в почве химических реакций труднорастворимых соединений, выпадающих из раствора в осадок. Поступающие в почву в составе атмосферных, грунтовых поливных вод катионы и анионы могут образовывать с солями почвенного раствора нерастворимые или труднорастворимые соединения. Например:

3. Биологическое поглощение вызвано способностью живых почвообитающих организмов (корни растений, микроорганизмы) поглощать различные элементы. Характеризуется большой избирательностью поглощения, обусловленной специфической для каждого вида потребностью живых организмов в элементах питания.

4. Физическая поглотительная способность — способность почвы увеличивать концентрацию молекул различных веществ у поверхности тонкодисперсных частиц. Поверхностн-ая энергия таких частиц, стремится к наибольшему сокращению. Это реализуется или уменьшением поверхности твердой фазы (укрупнение частиц), или понижением поверхностного натяжения путем адсорбции на поверхности частиц некоторых веществ.

Вещества, понижающие поверхностное натяжение, ПАВ (органические кислоты, алкалоиды, многие высокомолекулярные органические соединения). Они притягиваются к поверхности тонкодисперсных частиц, т. е. испытывают положительную физическую адсорбцию. Многие минеральные соли, кислоты, щелочи, некоторые органические соединения повышают поверхностное натяжение воды, вызывая явление отрицательной физической адсорбции, при которой концентрация данных веществ уменьшается по мере приближения к поверхности частицы. Понижение поверхностного натяжения достигается в данном случае избирательной адсорбцией молекул воды, а не растворенных в ней веществ.

5. Физико-химическая, или обменная, поглотительная способность — способность почвы поглощать и обменивать ионы, находящиеся на поверхности коллоидных частиц, на эквивалентное количество ионов раствора, взаимодействующего с твердой фазой почвы. Это свойство почвы обусловлено наличием в ее составе так называемого почвенного поглощающего комплекса (ППК), связанного с почвенными коллоидами.

Обменная поглотительная способность почв обусловлена наличием в ней почвенного поглощающего комплекса. ППК — это совокупность твердых (минеральных, органических и органоминеральных соединений) высокой степени дисперсности, нерастворимых в воде и способных поглощать и обменивать поглощенные ионы, несущих на пов-ти заряд.

Поглотительной способностью обладают как коллоидные частицы (0,2—0,001 мкм), так и предколлоидная фракция (0,2— 1 мкм).

Характерной особенностью почвенных коллоидов является наличие большой суммарной и удельной (поверхность почвенных частиц в м² или см в единице массы или объема почвы) поверхности.

Особенности поглотительной способности различных почв в значительной степени обусловлены составом почвенного поглощающего комплекса, составом и строением почвенных коллоидов->

коллоиды обладают выраженной способностью к поглощению — адсорбции.

Состав и свойства поверхности наиболее обычных коллоидов почв

Коллоид	Типичный состав	Удельная по верхность, м2/г	EKO, мг-экв на 100 г
Гумус	50-60% С (ср. 58%); 3-5% Н; 35-45% О; 0,5-1% Р; 0,3-0,5% S	500—1000	80—100 (рН4) 150—200 (рН6) 200—300 (рН 8)
Смектиты: монтмориллонит нонтронит бейделлит	(Al0,3Si7,7) (Al2,6F3+0,9 Mg0,5) О20(ОН)4•nН2О	600—800	80—120
	(Al0,7Si7,3) Fe3+4O20(OH)4•nH2O
	(Al0,7Si7,3)Al4O20(OH)4•nH2O
Слюды и гидрослюды: мусковит биотит «иллит»	K2Al2Si6Al4O20(OH)4
	K2Al2Si6(Fe2+,Mg)6O20(OH)4
		100—200	20—40
Вермикулит	Al2,3Si5,7) (Al3Fe3+1,2, Mg0,3)O20 (OH)4•nH2O	600—800	150—175
Хлорит	(Al2Si6)Al2Mg10O20(OH)1	100—200	20—40
1 : 1 минералы:
каолинит галлуазит Гидроксиды «Аллофан» Аттапульгит	Si4Al4O10(OH)8	30—50	3—6
	Si4Al4O10(OH)8•4H2O	40—80	10—20
	Fe—Al—O—OH—OH2 гели		2—3
	Si—Al—Fe—О—ОН—OH2 гель	500—1000	80—150
	Si8Mg5(OH2)4O20(OH)2•4H2O		20—40

Наибольшей поглотительной способностью характеризуются почвы тяжелоглинистого механического состава, содержащие большое количество минералов монтморнллонитового типа и гумуса. Сниженной поглотительной способностью -малогумусные почвы и грунты грубого механического состава или содержащие большое количество минералов каолинитового типа.

ППК:

Катионный обмен- способность почвы обменивать катионы, находящихся в составе твердофазных почвенных компонентов, на эквивалекнтное кол-во катионов др. хим. элементов, находящихся в контактирующей с почвой жидкой фазой.

катионный обмен-наибол. характерный случай ионного обмена,это обратимая реакция стехиомьтерич. обмена ионами мд контактирующими фазами почвы и р-ра: Поч-Са+2Н+=Поч-Н2=Са2+

Причина возникновения катиообменной способности почвы с рас-м-наличие на пов-ти органич. и минеральных почвенных компонентов отрицательных электрических зарядов.

Главные компоненты ППК- тонкодиперстные алюмосиликаты (глинистые минералы), оксиды и гидроксиды Si, Al, Fe, почвенный гумус

Причины возникновения «-« заряда ППК:

1)гетеровалентное изоморфное замещение в кристалич.  глинистых минералов.

2)Диссоциация поверхностных гидроксильных групп гидроксидов Fe, Al и наиболее реакционноспособных гидроксильных и карбоксильных групп гумусовых вещ-в.

Диссоциация ОН-групп. Переменный, рН зависимый заряд ППК возникает при диссоциации повер-х ОН-групп почвенных минералов по кислотному типу и при диссоциации кислотных функц. групп орг. соединений.

Поверхностные гидроксильные группы: (зависящий заряд от рН) находятся на повер-ти алюмогидроксильных слоев глинистых алюмосиликатов и на поверх-ти минералов-гидроксидов Al,Fe. Эти гидроксильные группы проявляют лишь очень слабые кислотные св-ва и диссоциируют только при высоких рН: =Al-OH +0H=Al-O^-+H20,

Аналогично для кислых функциональных групп почвенного гумуса:

R-COOH+OH=RCOO^-+H20.

pH зависимый заряд, возникающий при диссоциации ОН групп увеличивается с ростом рН сис-мы.

Гетеровалентное изоморфное замещение- (независящий от рН заряд ППК) атомы Si или Al

в узлах крист.  из Si-O2 тетраэдров и Al-OH октаэдров, замещаются на атомы др. элементов с меньшей валентностью: Si (4+)->Al(3+),Al(3+)->Fe(2+),Al(3+)->Mg(2+).

При этом «-« заряд ат. 02 не полностью копенисируется и на пов-ти минеральных частиц возникает «-« заряд. Для сохранения электронейтральности сис-мы к пов-ти минеральнйо частицы из рас-ра притягиваются обменные катионы. Заряд изморфного замещения не зав-т от рН, и явл-ся постоянным.

Строение и заряд почвенных коллоидов. Коллоидная частица-размер 0,2-0,001 µ, кол. р-р <0,001µ

В почве присут-т минеральные, органические и органоминеральные коллоиды, чей состав зав-т от породы и типа почвообразования.

Основа коллоидной частицы (коллоидной мицеллы) явл-ся ядро. Ядро-слож. соединение аморфного или кристаллического строения различного хим. состава(см табл).

На поверхности ядра расположен прочно удерживаемый слой ионов, несущий заряд, — слой потенциалопределяющих ионов. Ядро мицеллы вместе со слоем потенциалопределяющих ионов называется гранулой. Между гранулой и раствором, окружающим коллоид, возникает термодинамический потенциал (рис рис 36), под влиянием которого из раствора притягиваются ионы противоположного знака (компенсирующие ионы). Так, вокруг ядра коллоидной мицеллы образуется двойной электрический слой, состоящий из слоя потенциалопределяющих и слоя компенсирующих ионов ( зарядов противоположного знака.)

ДЭС когда на контакте тв. пов-ти с водой или р-м электролита на границе раздела фаз возникает разность потенциалов. повер-ть приобретает заряд, а в р-ре у поверх-ти концентрируются заряды (ионы) противоположного знака. Это пространственное разделение q вблизи поверх-ти приводит к образованию ДЭС.

Компенсирующие ионы, в свою очередь, располагаются вокруг гранулы двумя слоями Один — неподвижный слой, прочно удерживаемый электростатическими силами потенциалопределяющих ионов (слой Гельмгольца). Гранула вместе с неподвижным слоем компенсирующих ионов называется коллоидной частицей. Между коллоидной частицей и окружающим раствором возникает электрокинетический потенциал (дзета-потенциал), под влиянием которого находится второй (диффузный) слой компенсирующих ионов, обладающих способностью к эквивалентному обмену на ионы того же знака заряда из окружающего раствора

Мицелла – коллоидная частица с двойным электрическим слоем. Внутренняя часть мицеллы – ядро. 1- ядро; 2 – потенциалообразущий слой; 3 - неподвижный (внутренний) слой компенсирующих ионов; 4 – диффузный слой. 4 + 5 = слой подвижных компенсирующих ионов. Мицелла без диффузного слоя – частица.

По строению ядра 3 группы коллоидов:

1. Минеральные коллоиды. Ядро образовано вторичными минералами, которые являются продуктами химического выветривания и которые входят в состав илистой фракции мелкозема. Множество вторичных минералов.

Большая емкость поглощения: монтмориллонит. Если присутствует в составе илистой фракции много коллоидов, то больше величина емкости поглощения.

Средняя емкость поглощения: каолин, каолинит, гидрослюды.

Маленькая емкость поглощения: Гетит, гематит, гидрогитит.

2. Органические коллоиды. Ядро образовано молекулами гуминовых кислот и белковых соединений.

3. Органоминеральные коллоиды. Ядро образовано одновременно и минеральными и органическими соединениями.

Отрицательный заряд приобретают коллоиды за счет разрыва связей и облома пакетов глинистых минералов, различных форм почвенных кальцитов, несиликатных соединений железа и алюминия (их оксидов и гидроксидов) и освобождения валентностей краевых ионов кислорода, при изоморфном замещении в кремнекислородных тетраэдрах минералов группы монтмориллонита четырехвалентного кремния трехвалентным алюминием, алюминия — двухвалентными катионами — железом, магнием. Заряды у коллоидов органической природы (например, гуминовая кислота) возникают за счет диссоциации водородных ионов карбоксильных (СООН) и фенолгидроксильных (ОН) групп. Наибольшей способностью к диссоциации обладает водород карбоксильной группы. В коллоидной кремнекислоте электрический потенциал создается благодаря диссоциации ионов водорода.

В зависимости от знака заряда коллоиды делятся на ацидоиды и базоиды. Ацидоидами называются коллоиды, несущие отрицательный заряд и диссоциирующие в раствор Н+-ионы. Такие коллоиды характеризуются кислотоподобными свойствами. К группе ацидоидов относятся коллоидная кремнекислота, гуминовые кислоты, фульвокислоты и кристаллические глинистые минералы. Базоидами "называются коллоиды, несущие положительный заряд и диссоциирующие в раствор ОН~-ионы, то есть обладающие свойствами оснований. К группе базоидов относятся гидраты окиси железа и алюминия, а также белковые соединения. Коллоиды гидроксидов железа, алюминия, протеины в зависимости от реакции среды ведут себя то как кислоты (ацидоиды), то как основания (базоиды). Коллоиды с такой двойственной функцией называются амфотерными коллоидами, или амфолитои-дами.

При некотором значении рН, которое называется изоэлектри-ческой точкой или изоэлектрическим рН, коллоид посылает в окружающий раствор одинаковое количество катионов и анионов и становится электронейтральным

Физическое состояние почвенных коллоидов.

Коллоиды в почве находятся главным образом в форме гелей, Во влажной почве небольшое количество коллоидов может находиться в состоянии золя (частицы разделены водной фазой). Раздельное существование коллоидных частиц в состоянии золя связано с наличием электрокинетического потенциала и водной (гидратационной) оболочки на поверхности частиц. Одноименно заряженные частицы отталкиваются друг от друга, могут долго находиться в суспензии, не образуя осадка. Гели и золь= тверд. диспер-ая фаза,жидкая диспер-ая среда.

При падении электрокинетического потенциала и уменьшении заряда частиц разноименно заряженные коллоиды, сталкиваясь друг с другом при хаотическом движении, склеиваются, увеличиваются в размерах и выпадают в осадок. Процесс соединения коллоидных частиц и образования геля из золя называется коагуляцией, дальнейшее осаждение — седиментацией. Переход коллоида из состояния геля в состояние золя называется пептизацией. Коллоиды, которые могут легко переходить из золя в гель и обратно, называются обратимыми. В почве много коллоидов, трудно переходящих в состояние золя и составляющих группу необратимых коллоидов.

Взаимодействию и соединению коллоидных частиц мешают водные пленки, которые удерживаются на их поверхности. По количеству воды, удерживаемой коллоидами, они разделяются на гидрофильные и гидрофобные. Гидрофильные коллоиды сильно гидратированы, труднее коагулируют. Это некоторые органические вещества в почвах, минералы монтмориллонитовой группы. Гидрофобные коллоиды содержат небольшое количество воды. Это — гидроксид железа, минералы каолинитовой группы. Деление коллоидов на гидрофильные и гидрофобные несколько условно, поскольку при измельчении твердых коллоидных частиц степень гидратации их возрастает.

Чем больше валентность поглощенных ионов, больше их заряд, тем меньше будет диссоциация их от коллоидной частицы, меньше электрокинетический потенциал частицы, тем легче идет процесс коагуляции.

все катионы по их коагулирующей способности в ряд лиотропный:

Li⁺ < Na⁺ < NH₄⁺ < K⁺ < Mg²⁺ < H⁺ < Ca²⁺ < Ba²⁺ < Al³⁺ < <Fe³⁺

Коллоиды, насыщенные одновалентными катионами, находятся в основном в состоянии золя; при замене одновалентных катионов двух- и трехвалентными они переходят в гель. Так, насыщение почвенного поглощающего комплекса натрием способствует образованию золя, распылению почвы, увеличению

заряда почвенных коллоидов и их гидратации. Замещение натрия кальцием способствует коагуляции и образованию водопрочной структуры.

рН : Кислая реакция способствует растворению некоторых коллоидов, например гидроксида алюминия; щелочная реакция стимулирует выпадение в осадок коллоидов полуторных оксидов и переход в состояние золя органических и некоторых минеральных коллоидов.

Часть коллоидов в почве находится в свободном состоянии, часть образует пленки на поверхности более крупных гранулометрических фракций путем адгезии, те слипание (склеивание) поверхностей каких-либо веществ различного химического состава, соприкасающихся друг с другом.

В почве при периодическом высушивании, приводящем к дегидратации коллоидов, происходит закрепление гумусовых кислот и их солей на поверхности коллоидных частиц, а минеральных, органических и органоминеральных коллоидов — на поверхности частиц пылеватых и песчаных гранулометрических фракций

Процесс тиксотропии коллоидов имеет две особенности: 1) образующийся из золя гель не отделяется от дисперсной среды, а застудневает вместе с ней; 2) полученный гель обратим и может быть переведен в золь путем механического воздействия (встряхивания, помешивания), по прекращению которого золь снова с течением времени переходит в гель.

В почвах результатом тиксотропии является возникновение особого рода коагуляционно-тиксотропной микроструктуры, которая характеризуется образованием рыхлого каркаса из коллоидных частичек в основном удлиненной формы, внутри которого находится почвенный раствор. Тиксотропия особенно развита в криогенных почвах, вызывая их плывунность. Тиксо-тропные почвы плохо проницаемы для воды и воздуха, в них часто развиваются восстановительные процессы.

В почве под влиянием различных факторов — периодическое высушивание, нагревание, увлажнение, промораживание, изменение реакции среды и др. — происходит изменение вновь образующихся при выветривании и почвообразовании органических и минеральных коллоидов. Одним из таких изменений является процесс старения коллоидов, те самопроизвольное уменьшение их свободной поверхностной энергии. Старение обычно не сопровождается изменением химического и минералогического состава коллоидов, но при этом резко изменяются их свойства: они становятся более гидрофобными, уменьшается их сорбционная способность, связь с дисперсионной средой, может произойти частичная кристаллизация гелей. Для некоторых коллоидов причиной старения является окисление кислородом воздуха, например переход оксида Fe (II) в оксид Fе (III). Свет, особенно ультрафиолетовое излучение, ускоряет старение коллоидов.

Сорбционные процессы в почвах

Основным механизмом физико-химической, или обменной, поглотительной способности почв является процесс сорбции.

Неспецифическая, или обменная, сорбция катионов — способность катионов диффузного слоя почвенных коллоидов обмениваться на эквивалентное количество катионов соприкасающегося с ним раствора. Обменные катионы составляют небольшую часть от их общего содержания в почве. В обменном состоянии в почвах обычно находятся Са²⁺, Mg²⁺, К.⁺, NH⁺₄, Na⁺, Mn²⁺, Fe²⁺, F³⁺, H⁺, Al³⁺. В незначительных количествах могут встречаться и иные катионы (Li⁺, Sr²⁺ и др.) Основными закономерностями обменной сорбции катионов являются:

1. эквивалентность обмена между поглощенными катионами почвы и катионами взаимодействующего раствора.

2. в ряду разновалентных ионов энергия поглощения возрастает с увеличением валентности иона: Li⁺ < Na⁺ < K⁺ < <NH⁺₄ < Cs⁺ << Mg²⁺< Са²⁺<< Al³⁺ <Fe³⁺

3. энергия поглощения определяется радиусом негидратированного иона: чем меньше радиус, тем слабее связывается ион. Это объясняется большей плотностью заряда, а следовательно, и большей гидратированностью иона.

4. внутри рядов ионов одной валентности энергия поглощения возрастает с увеличением атомной массы, атомного номера.ряды поглощения ионов: одновалентные: ⁷Li<²³Na<¹⁸(NH₄)<³⁹K<⁸⁹Pb; двухвалентные: 27Mg<⁴⁰Ca< <⁵⁹Co<¹¹²Cd; трехвалентные: 27Аl < 56Fe

Есть существует необменное поглощение — фиксация. Неосинтез почвенных минералов всегда сопровождается исчезновением из растворов и фиксацией кремнезема и полуторных окислов, части ионов К, Са, Mg, входящих в кристаллическую решетку вновь возникающих минералов. Но наряду с этим экспериментально установлено распространенное явление собственно необменной фиксации почвенными коллоидами К+ и NH4+, а также Rb+ и Cs+.

ЕКО- Общее количество всех поглощенных (обменных) катионов, которые могут быть вытеснены из почвы, Выражается в миллиграмм-эквивалентах на 100 г почвы.

Еко-харак-ка ППК, показатель катионнобменных свойств почв, отражает суммарное кол-во отрицательных зарядов ППК, которые могут взаимодействовать с катионами, или общее кол-во «+» зарядов обменных катионов, компенсирующих эти заряды.

ЕКО зависит от содержания в почве коллоидной и предколлоидной фракций, строения их поверхностей, природы почвенного поглощающего комплекса, рН. от гран состава, от состава преобладающей группы глинистых минералов, содержания и состава гумуса.

Органическая часть почвенного поглощающего комплекса обладает значительно большей емкостью поглощения, чем минеральная. С ростом рН возрастает ионизация функциональных групп гумусовых кислот, глинистых минералов, уменьшается положительный заряд полуторных оксидов и возрастает ЕКО.

Емкость катионного обмена зависит от механического состава почвы и строения веществ, входящих в состав почвенного поглощающего

комплекса. Увеличение ЕКО в тяжелых по механическому составу почвах обусловлено не только нарастанием удельной поверхности, но и изменением природы слагающих различные фракции веществ.

три вида ЕКО:

Емкость катионного обмена стандартная определяется с помощью буферных растворов при постоянном значении рН. насыщать почву ионами Ва2+ из буферного раствора с рН 6,5. После насыщения емкость определяют по количеству поглощенного почвой Ва2+.

Емкость катионного обмена реальная (или эффективная) — определяют путем обработки почвы небуферными растворами солей. О реальной емкости катионного обмена можно судить с достаточной точностью по сумме обменных катионов.

Дифференциальная (или рН-зависящая) емкость катионного обмена характеризует приращение емкости катионного обмена с увеличением рН равновесного раствора; ЛЕКО/ДрН. Чтобы найти дифференциальную ЕКО, почву насыщают катионами одного рода из буферных растворов с различными значениями рН (например, 6,5 и 8,2), а затем рассчитывают или общее приращение ЕКО, или ее приращение на единицу рН.

Те катионы, которые входят в состав ППК и могут быть замещены катионами другого рода при взаимодействии с нейтральными растворами солей, называют обменными катионами; в качестве синонима употребляется термин поглощенные катионы. При характеристике ППК и обменных реакций часто используют термин обменные основания под которым понимают только обменные катионы Са2+, Mg2+, K+ и Na+, тогда как в число обменных катионов входят, кроме того, Н+, А13+ и др. Таким образом, обменные основания составляют только часть обменных катионов. Основаниями являются не сами катионы Са2+, Na+ и т. д., а их гидроксиды.

ЕКО Дер под-5-20 мг-экв/100г Чер обык пах-30, Сер лес-15, Чер тип-60-75, КАшт-30, Солон10-30

Обменные катионы и емкость поглощения (ЕКО) основных типов почв, мг-экв/100 г

Почва	Горизонт и глу бина, см		Са2+	Mg2+	К+	Na+	H++Al3+	ЕКО
Дерново-среднеподзоли-стая	А	1 — 5	28,1	6,6	Нет	Нет	10,5	45,2
	Е	20—30	1,9	1,4	»	»	1,2	4,4
	В	50—60	6,2	2,1	»	»	6,5	14,8
	С	180—190	4,4	2,9	»	»	1,0	8,3
Темно-серая лесная	А	0—7	35,4	3,5	Следы	«	Нет	38,9
	АЕ	20—30	14,3	2,0	»	»	»	16,3
	В	70—80	11,9	3,0	»	»	1,0	15,9
	ВС	170—180	14,9	3,0	»	»	0,8	18,7
Чернозем типичный	А	0—10	43,9	9,6	0,2	0,1	Нет	53,7
	АВ	70—80	27,8	9,6	0,1	0,05	»	37,5
	С	160—170	27,6	9,5	0,1	0,05	»	37,2
Солонец степной	А	0—5	10,3	5,1	1,5	0,5	»	17,2
	Впа	18—23	16,1	9,3	1,3	2,4	»	29,1
	В2	45—50	17,1	8,0	1,4	2,5	»	29,4
	С	95—100	14,0	6,5	1,5	2,7	»	24,7
Солонец осолоделый	А	0—10	11,5	2,5	1,6	0,4	»	16,0
	Е	20—25	7,4	2,0	0,8	0,4	»	10,6
	ВС	50—60	17,5	5,7	2,3	0,9	»	26,4
	С	100—110	18,0	8,9	2,5	0,9	»	30,3
Серозем	А	0—5	7,8	0,4	0,1	0,2	»	8,5
	АВ	20—25	6,8	0,9	0,1	0,2	»	8,0
	С	70—75	4,1	4,2	0,1	0,2	»	8,6
Желтозем	А	0—8	7,2	4,7	Нет	Нет	0,2	12,1
	В	45—55	6,6	2,5	»	»	4,4	13,5
	С	120—130	6,5	3,0	»	»	7,3	16,8
Краснозем	А	0—10	2,4	1,7	»	»	7,2	11,4
	В	30—40	2,8	1,3	»	»	5,1	9,3
	С	150—200	0,3	0,9	»	»	10,8	12,0

Подзолистые и дерново-подзолистые почвы содержат, кроме кальция и

магния, обменные водород и алюминий. Для солонцов и солонцеватых почв характерно наличие среди обменных катионов поглощенного натрия. У красноземов в числе обменных катионов преобладают алюминий и водород.

Все почвы в зависимости от состава поглощенных катионов делятся на насыщенные и не насыщенные основаниями. Насыщенные основаниями почвы в составе поглощенных катионов не содержат водорода и алюминия (черноземы обыкновенные и южные, каштановые и некоторые другие). Не насыщенные основаниями почвы содержат, кроме кальция и магния, поглощенные водород и алюминий (подзолистые, дерново-подзолистые, красноземные и некоторые другие почвы).

Степень насыщенности почв основаниями – важный показатель для характеристики поглотительной способности почвы и степени её устойчивости к внесению удобрений, известкованию, антропогенному и техногенному воздействию. Степень насыщенности почв основаниями показывает, какая часть общей ёмкости поглощения приходится на поглощённые основания и какая на гидролитическую кислотность. Степень насыщенности почв основаниями выражается в процентах и рассчитывается по данным определения суммы поглощённых снования (по Каппену) и определения гидролитической кислотности

по формуле: V%=S/(S+Hг)*100%, V- степень насыщенности почв основаниями, %; S – сумма

поглощённых оснований, мг-экв; Нг - гидролитической кислотности, мг-экв.

Степень насыщенности почв основаниями для разных типов почв:

Дерново-подзолистые	40-90 %
Серые лесные	50-95 %
Чернозёмные	70-100%
Каштановые	95-100%
Краснозёмы	10-40%

Почвы, c насыщенности основаниями менее 60 % нуждаются в проведении известкования, на них также высокоэффективно внесение фосфоритной муки. На почвах, имеющих насыщенность основаниями

более 80 %, внесение фосфоритной муки и других слаборастворимых форм фосфорных удобрений неэффективно, оно не сопровождается прибавкой урожая.

Сорбция анионов почвами

Сорбция анионов зависит от заряда, строения и химических свойств почвенного поглощающего комплекса. По способности сорбироваться на почвенных частицах анионы располагаются в следующий ряд:

Сl^- ~NO^-₃< SO^2-₄<< РO^3-₄< SiO^4-₄< ОН^-

Поглощение анионов почвой вызывается положительным зарядом коллоидных частиц гидроокисей алюминия и железа, углекислого кальция или положительными зарядами атомов Si, Al, Fe, Mg на внешних краях обломков кристаллических решеток алюмосиликатных глинных минералов.

По мере увеличения в почвенном поглощающем комплексе содержания алюминия и железа и наличия сколов почвенных минералов, а также при понижении рН среды сорбция анионов возрастает. Так как анионы менее гидратированы, чем катионы, они характеризуются высокой селективностью поглощения.

Анионы Сl^- и NO^3- практически не поглощаются почвой. Известна отрицательная сорбция Сl^- и NO^-₃,

N03~ и С1~ не поглощаются, а отталкиваются частицами твердой фазы почв. Тем не менее

даже эти анионы могут сорбироваться почвенными дисперсными системами красноземов, латеритов, иллювием подзолов, хотя далеко не так выражение и прочно, как анионы S04 и Р04.

В поглощении анионов большую роль играют процессы солеобразования. При взаимодействии растворимых солей образуются новые, нерастворимые в воде соли (сульфаты, карбонаты, фосфаты), переходящие в твердую фазу почвы. Так интенсивно поглощаются почвой ионы H₂PO^-₄, HPO^2-₄, PO^3-₄.

Поглощение анионов почвами, мг-экв на 100 г

Почва	P04 3-	SO4 2-	NO3-	Cl-
Краснозем	74,0	7,8	Отрицательная адсорбция	Слабое поглощение И отрицательная адсорбция
Подзолистая	41,0	4,2
Чернозем	18,3	3,0

Анионы серной кислоты обнаруживают довольно заметную поглощаемость всеми тремя типами почв, особенно красноземом и подзолистой. В сорбции анионов чаще наблюдаются неполная эквивалентность и отклонения от установленных правил. Наибольшие отклонения проявляют анионы фосфорных кислот, которые легко переходят в необменные формы.

Существовует три формы сорбции и фиксации аниона Р04 почвами—автодиффузионную,

фиксированную и органическую. Две последние формы необменные. Только автодиффузионная форма сорбции Р04_ 3 является обменной; Р04_3 при этом удерживается: а) алюминием (гидроокисью, свободным, обменным или кристаллической решетки); б) железом (гидратами окиси или обменным); в) кальцием (дисперсным, углекислым или обменным).

Эта форма поглощения аниона Р04 обеспечивает полную, высокую и быструю мобильность и возобновляемость Р04_ 3 в почве. Особенно это относится к Р04~3, сорбированному кальцием.

Глинные минералы имеют на поверхности пакетов кристаллической решетки точки выхода алюминия и содержат поглощенный алюминий и поглощенный кальций, поэтому они способны поглощать и обменивать анион Р04 в весьма большой степени. Монтмориллонит может удержать

из раствора до 0,1 % о фосфора, каолинит—лишь 0,014%0 , еще значительнее поглощают Fe(OH)3—около 4%о и А1 (ОН)з—около 23—25%0.

Не является обменной также фосфорная кислота, связанная (закрепленная) внутри кристаллической решетки минералов.