БІОГЕОХІМІЯ ҐРУНТОУТВОРЕННЯ. ҐРУНОВА ВОЛОГА ТА ҐРУНТОВЕ ПОВІТРЯ. ХІМІЧНИЙ СКЛАД ҐРУНТУ.

 

Біогеохімія – наука, що вивчає життєдіяльність організмів в якості провідного чинника міграції та розподілу мас хімічних елементів на Землі. Основоположник біогеохімії – видатний природодослідник і мислитель XX ст. В.І. Вернадський – створенням цієї науки відкрив цілком новий і важливий аспект пізнання складного феноменажиття. Предметом вивчення біогеохімії служать процесиміграції та масообміну хімічних елементів між живими організмами та навколишнім середовищем [ 1 ]. 

Теоретичну основу біогеохімії складає вчення про живу речовину та біосферу, розроблене В.І. Вернадським. 

При великому розмаїтті розмірів, морфології та фізіології живих організмів загальною умовою їх існування єобмін речовин із середовищем проживання. Незважаючи на те, що живі організми становлять мізерну частину маси зовнішніх оболонок Землі, сумарний ефект їх геохімічної діяльності з урахуванням фактора часу має важливе планетарне значення. Організми, поглинаючи хімічні елементи селективно, відповідно дофізіологічних потреб, викликають у навколишньому середовищі біогенну диференціацію елементів. Не менш важливе значення має геохімія метаболізму. Газоподібні метаболіти, вступаючи в газову оболонку, поступово змінюють її склад. Рідкі метаболіти і продукти відмирання впливають на кислотно-лужні і окислювально-відновні умови природних вод, які закономірно перетворять верхню частину літосфери: витягують з неї певні хімічні елементи, втягують їх у водне міграцію і в підсумку сприяють формуванню хімічного складу Світового океану і осадових гірських порід . Індивідуальний організм смертний, але життя у формі триваючих поколінь нескінченна. Вплив організмів нанавколишнє середовище, не перериваючись ні на мить, тривало близько 4 млрд. років, протягом усієї геологічної історії. Тому постійно існуюча планетарна сукупність організмів з позицій геохімії може розглядатися як особлива форма матерії – жива речовина. Його головна властивість – постійний і безперервний массообмен хімічних елементів з навколишнім середовищем. З цієї причини жива речовина відіграє роль провідного чинника геохімічної еволюції зовнішньої частини Землі. Вчення про живу речовину – одна з областей зіткнення природознавства і філософії. У феномені живої речовини багато неясного і загадкового. Освіта живого тільки з живого не одержала поки наукового пояснення і дає підставу розглядати життя не тільки як земне, але і як космічне явище. Спираючись на праці Л. Пастера і П. Кюрі, В.І. Вернадський вважав, що жива речовина існує в особливому просторі, геометрія якого відрізняється від геометрії земних небіогенних тел. В.І. Вернадський був близький до поглядів іншого видатного вченого і мислителя XX ст. – П. Тейяра де Шардена і поділяв його ідею про те, що «наявність життя припускає існування до безмежно тягнеться преджізні». Не заглиблюючись в ці проблеми, можна впевнено констатувати дуже важливе значення живої речовини для існуючого хімічного складу зовнішніх оболонок нашої планети [2]. Термін біосфера був введений в науковий лексикон австрійським геологом Едуардом Зюсом (1831-1914) в 1875 р. Цим терміном Е. Зюсс позначив сферу проживання організмів. В.І. Вернадський розробив уявлення про біосферу як про зовнішній оболонці Землі, охопленої геохімічної діяльністю живої речовини. 
У сучасному розумінні біосфера не середовище життя, а глобальна система, де в нерозривному зв’язку існують, з одного боку, інертна речовина у твердій, рідкій і газовій фазах, а з іншого – різноманітні форми життя і їх метаболіти. Біосфера є єдність живої речовини і пронизаної їм зовнішньої частини земної кулі. Живе речовина так само немислимо без біосфери, як остання без живої речовини. Відповідальне місце у викладеній системі уявлень займають процеси взаємодії між живою речовиною та інертною матерією Землі. Ця взаємодія відбувається у формі масообміну хімічних елементів між живими організмами та навколишнім середовищем. Саме процеси масообміну елементів об’єктивно характеризують геохімічну діяльність організмів, завдяки їм біосфера має і підтримує певну, як її називав В.І. Вернадський, «геохімічну організованість”. Ці процеси, геохімічні по суті (як закономірні міграції хімічних елементів), але здійснювані не під впливом геологічних факторів, а в результаті життєдіяльності організмів, були названі Вернадським біогеохімічними. Очевидно, що біогеохімічні процеси та їх результати повинні служити головним предметом вивчення біогеохімії. 

З моменту наукового вивчення взаємодії живих організмів з навколишнім середовищем було виявлено, що процеси біогенного масообміну мають циклічний характер. Дослідження останніх десятиліть показали, що життєві цикли окремих організмів і їх груп поєднуються з циклічними процесами, зумовленими геофізичними і космічними причинами: обертанням Землі навколо своєї осі і навколо Сонця, закономірностями еволюції сонячної речовини, переміщенням сонячної системи в Галактиці і ін Цикли масообміну різної протяжності в просторі і неоднаковою тривалості в часі утворюють динамічну систему біосфери.  У І. Вернадський вважав, що історія більшості хімічних елементів, що утворюють 99,7% маси біосфери, може бути зрозуміла лише з урахуванням кругових міграцій.  Неповна оборотність мігруючих мас і незбалансованість міграційних циклів припускають певні межі коливання концентрації мігруючого елемента, до яких організми можуть адаптуватися, але в той же час забезпечують виведення надмірної кількості елемента з даного циклу.  З історії розвитку ідей біогеохімії 
Контури біогеохімії вимальовувалися поступово на тлі загального розвитку природознавства і, головним чином, хімії.  Як показано вище, основні ідеї біогеохімії орієнтовані на оцінку явищ життя, діяльності живої речовини з наукових позицій, тобто «Числом і мірою». Разом з тим вони мимоволі стосувалися сфери споконвічних інтересів релігії, філософії і, отже, ідеології. Ця обставина в усі часи вимагало неабияких якостей особистості дослідника. Хоча розвитку ідей біогеохімії сприяли роботи багатьох вчених, найбільш помітний слід в історії цих ідей залишили дуже неординарні постаті, які були не тільки великими вченими, але і яскравими особистостями. 
В кінці XVIII ст. завдяки відкриттю кисню, азоту, діоксиду вуглецю (вуглекислого газу) і розшифровці хімічного складу повітря у наукових колах Парижа і Лондона активно обговорювалося значення газів в житті рослин. У цей час один із засновників хімії Антуан Лавуазьє вирішив завдання кількісної оцінки хімічних елементів, що беруть участь у реакції, і вивчив явище еквівалентного обміну кисню і вуглекислого газу рослинами. Цими роботами він заклав основу сучасних уявлень про геохімії вуглецю в біосфері. Переконавшись у тому, що головний хімічний елемент органічної речовини – вуглець – рослини одержують з повітря, а при розкладанні рослинних залишків вуглець в складі вуглекислого газу знову повертається в атмосферу, А. Лавуазьє прийшов до висновку про універсальність механізму кругообігу при взаємодії живих організмів з природою. 
Незадовго до трагічної загибелі від революційного терору А. Лавуазьє написав трактат «Кругообіг елементів на поверхні земної кулі», де обгрунтував ідею циклічного обміну хімічних елементів між трьома царствами природи: мінеральним, рослинним і тваринним. У цьому трактаті він поставив питання, на який через двісті років прагне дати відповідь біогеохімія: «Якими шляхами здійснює природа цей дивовижний кругообігречовин між трьома своїми царствами?» [ 1-3]

Після робіт А. Лавуазьє стало очевидно, що живі організми в основному складаються з елементів, що утворюють на поверхні Землі гази, і що в хімії житті виключно важливе значення має взаємозв’язок організмів з газами атмосфери. Ця проблема продовжувала залишатися в центрі уваги на початку XIX ст. У 1841 р. два видатних французьких учених – знаменитий хімік, один із засновників органічної хімії Жан-Батист Дюма і Жан-Батіст Буссенго, засновник агрохімії, мандрівник і натураліст, – остаточно сформулювали ідею циклічного кругообігу газів в системі живі організми – атмосфера, виклавши її в яскравій і кілька парадоксальній формі: «… ми бачимо, що первинна атмосфера Землі підрозділити на три великі частини: одна з них утворює сучаснийатмосферне повітря, друга представлена ​​рослинами, третя – тваринами Таким чином, все, що повітря дає рослинам, рослини поступаються тваринам, тварини ж повертають повітрю; вічний коло, в якому життя тріпоче і виявляється, але де матерія тільки міняє своє місце ». 
Як велике значення кругообігу газів, цим обмін речовин між живими організмами та навколишнім середовищем не обмежується. Наступний крок у пізнанні біогеохімічних циклів на суші пов’язаний з дослідженнями видатного німецького хіміка Ю. Лібіха. Він показав, що хімічні елементи надходять у рослини двома шляхами: одні як вуглець з повітря, інші – у вигляді водних розчинів з грунту. Ю. Лібіх провів широкі дослідження, послідовно визначивши склад грунтів і вміст мінеральних речовин у різних органах рослин і тварин, продукти їх життєдіяльності. По суті, він вперше застосував метод спряженого аналізу, широко використовуваний в сучасній геохімії ландшафтів. Численними експериментами він довів, що рослини вибірково поглинають з грунту хімічні елементи. На підставі цього відкриття Ю. Лібіх розробив широко відомутеорію мінерального живлення рослин і поклав початок вивченню циклічної міграції елементів у системі грунт-рослини-грунт, що отримала пізніше назву біологічного кругообігу. 
Значення робіт Ю. Лібіха для біогеохімії важко переоцінити. Він накреслив шляхи експериментального вивчення біогеохімічних циклів більшої частини хімічних елементів, перевів проблему взаємодії живих організмів і мінеральної природи з області філософських побудов у площину конкретних наукових досліджень і практичної діяльності. Після його робіт біологічний кругообіг хімічних елементів придбав відчутну реальність. Лібіх показав, як людина може їм керувати, штучно вводячи в міграційні цикли додаткові маси елементів. У його знаменитій книзі «Хімія в додатку до землеробства і фізіології рослин», виданої в Німеччині в 1840 р., вперше була зроблена спроба розглянути долю народів і країн у зв’язку з порушенням природного масообміну окремих хімічних елементів. Аналітичне майстерність, широка ерудиція, наукова цілеспрямованість підкорюють і сучасного читача його праць. 

У 80-х рр.. XIX ст. в Росії виникло генетичне грунтознавство. Його засновник – яскравий і оригінальний вчений, професор Петербурзького університету В.В. Докучаєв розглядав освіта (генезис) грунту як результат взаємодії багатьох факторів-почвообразователей: почвообразующей гірської породи, рослин і тварин, кліматичних умов, форм рельєфу, грунтових вод. 
Вчення В.В. Докучаєва поглибило і конкретизував подання великих хіміків про діяльність живих організмів на прикладі широко розповсюдженого природного утворення – грунтового покриву суші. Одночасно вперше було показано нерозривну єдність живих організмів з іншими компонентами природної системи і неможливість існування цієї системи без явищ життя. 
Такі основні віхи розвитку наукової думки про планетарний значенні життєдіяльності організмів і їх тісному взаємозв’язку з неживим речовиною навколишнього середовища. Численні, але розрізнені і важко порівнянні факти і гіпотези потребували узагальненні на новій методологічній основі. Цю основу надала геохімія [ 1-2 ].

Згідно з принципами цієї науки, будь-який об’єкт можна охарактеризувати співвідношенням утворюють його атомів хімічних елементів. Геохімічний підхід дозволяє зіставляти і порівнювати самі різні природні тіла і процеси. Зокрема, визначивши середній сумарний склад живих організмів Землі і зіставивши його з середнім складом земної кори, можна оцінити спрямованість геохімічної діяльності живої речовини в часі. Визначивши маси хімічних елементів, щорічно захоплюваних приростом рослинності Світовий суші, і маси цих же елементів, що виносяться з річним стоком усіх річок, можна отримати уявлення про значущість кожного з планетарних процесів. Геохімічний підхід дає можливість об’єктивно, на строго науковій основі оцінити планетарний ефект діяльності живої речовини або окремих груп живих організмів. 

Розвиток геохімії в різних країнах йшло різними шляхами. У США було покладено початок статистичному вивченню розподілу хімічних елементів. Хімік геологічної служби США Ф.У. Кларк з метою встановлення середніх значень концентрації десяти головних хімічних елементів в основних типах гірських порід, природних водах та інших об’єктах у 80-х рр.. XIX ст. приступив до узагальнення наявних аналітичних даних. З 1889 р. по 1924 р. він кілька разів публікував все більш обгрунтовані відомості про середньому вмісті хімічних елементів. Книга Ф. Кларка «The Date of Geochemistry» стала першим об’єктивним обгрунтуванням закономірностей розподілу головних хімічних елементів у земній корі. У Європі геохімія складалася на базі мінералогії – науки про природні хімічні сполуки і процеси їх утворення. З цієї причини головна увага приділялася процесам, що визначав розподіл хімічних елементів. 
У Норвегії при університеті в Осло склалася сильна наукова школа мінералогів і хіміків, представники якої вивчали розподіл і співвідношення елементів у зв’язку з фізико-хімічними процесами рудо-і породоутворення. У надрах цієї наукової школи сформувався як вчений видатний геохімік В.М. Гольдшмідт. Він розробив вчення про глобальні закономірності розподілу хімічних елементів в залежності від будови їх атомів та іонів. 
У Росії становлення геохімії відбувалося на кафедрі мінералогії Московського університету. Очолював кафедру В.І. Вернадський читав оригінальний курс генетичної мінералогії, де увага акцентувалася не тільки на зовнішні властивості та ознаки мінералів, що було властиво класичної описової мінералогії, але і на динаміці їх утворення. Проблеми історії утворення мінералів призвели В.І. Вернадського до вивчення природних процесів на атомному рівні. Надалі він розробив основні положення геохімії про міграцію хімічних елементів, про значення ізоморфізму для розподілу елементів у земній корі, про форми знаходження елементів і явище їх розсіювання. 
Перелічені напрямки геохімії зіграли важливу роль у формуванні біогеохімії. 
 В.І. Вернадський – одна з найбільш видатних особистостей в історії науки XX ст. Його різнобічна діяльність залишила глибокий слід в історії вітчизняної науки. Він є засновником декількох великих наукових напрямків у сучасному природознавстві. Вершина його наукової творчості – створення вчення про живу речовину, його планетарної геохімічної ролі і унікальною оболонці Землі, породженої живою речовиною, – біосфері. В.І. Вернадський отримав вищу освіту на природничому відділенні фізико-математичного факультету Петербурзького університету в 1881-1885 рр.. У ці роки в столичному університеті був представлений цвіт російської науки. Найбільше враження на юного студента справив В.В. Докучаєв. У 1904 р. В.І. Вернадський писав про свого вчителя: «Це була велика своєрідна фігура, різко виділялася на тлі блідої російської громадськості, і кожен, хто з ним стикався, відчував вплив і усвідомлював силу його своєрідною індивідуальності. В історії природознавства Росії протягом XIX ст. небагато знайдеться людей, які могли б бути поставлені поряд з ним за впливом, яке вони чинили на хід наукової роботи, по глибині й оригінальності їх узагальнюючої ідеї » [ 1-3 ]. 

Ідеї ​​В.В. Докучаєва про загальний взаємозв’язок компонентів природи і живих організмах як невід’ємної складової частини грунту і одночасно найважливішому факторі її освіти з’явилися відправною науково-філософської основою, на якій сформувалися розроблені В.І. Вернадським генетична мінералогія і геохімія, а потім біогеохімія і вчення про біосферу. 
Концепція живого речовини створювалася на рубежі XIX-XX ст. В.І. Вернадський вказував, що біогеохімічні проблеми почали його цікавити з 1891 р., коли він приступив до роботи над створенням курсу генетичної мінералогії в Московському університеті. Але можна припускати, що думки про направленому вплив живих організмів на неживу природу виникли ще раніше під впливом лекцій Докучаєва про фактори грунтоутворення. 
З 1916 р. В.І. Вернадський починає багаторічну роботу зі створення «науки про життя». Перш за все, необхідно було розробити підхід до об’єктивної оцінки живої речовини і ефекту його діяльності. Шляхи вирішення цієї абсолютно нової завдання Вернадський намітив у 1918-1919 рр.., Коли під його керівництвом проводилися перші біогеохімічні дослідження на Україну, де він очолював тільки що організовану Українську академію наук. На початку 20-х рр.. він викладає свої ідеї в доповідях в Петрограді, Празі, а потім у курсі лекцій, прочитаних у Сорбонні. В.І. Вернадський вважав: «… щоб правильно оцінити геохімічне значення живої речовини, ми повинні знати для цього, по-перше, середній елементарний хімічний склад всіх організмів, живої речовини і, по-друге, висловити його кількісно, ​​знати вагу живої речовини. Цей склад і ця вага ми повинні зв’язати з вагою і складом середовища, в якій земна речовина знаходиться». 

У результаті наполегливих зусиль В.І. Вернадського в 1928 р. була створена Биогеохимическая лабораторія АН СРСР, яку він очолював до кінця своїх днів. На жаль, через малу чисельність співробітників лабораторії та недостатності коштів експериментальні дослідження були обмежені визначенням вмісту хімічних елементів в різних організмах. Велика і дуже трудомістка робота з визначення мас живих організмів залишилася нездійсненою. Ця робота була широко розгорнута після смерті В.І. Вернадського в другій половині XX ст. екологами, грунтознавцями, океанологами. Отримані дані про динаміку живої речовини повністю підтвердили думки В.І. Вернадського про біогеохімічних циклах міграції хімічних елементів як основі існування біосфери. 
В.І. Вернадський був переконаний у перспективності біогеохімічних досліджень не тільки для пізнання фундаментальних законів життя, але і для вирішення конкретних виробничих завдань. Для надання практичної допомоги народному господарству він наполегливо домагався постановки біогеохімічних досліджень на різних виробничих об’єктах. Його пропозиції не викликали інтересу у керівників сільськогогосподарства країни, але отримали підтримку геологічної служби. З ініціативи Вернадського в середині 30-х рр.. XX ст. було розпочато роботу зі створення біогеохімічного методу пошуків родовищ руд. 
Співвідношення біогеохімії з геохимией, біологією і почвоведением 
Біогеохімія методологічно тісно пов’язана з геохимией. Ці науки вивчають розподіл хімічних елементів у просторі і в часі, виникнення і трансформацію різних форм знаходження елементів, процеси їх міграції, прояви розсіювання та акумуляції в різних природних умовах. Різниця двох наук полягає в тому, що геохімія переважно вивчає поведінку елементів у природних розчинах, розплавах і продуктах кристалізації, стан і взаємопереходів яких визначаються законами термодинаміки, фізичної хімії та кристалохімії, а біогеохімія вивчає міграцію і розподіл хімічних елементів у біосфері, де головною рушійною силою є діяльність організмів. Це відмінність таке ж глибоке, як розходження між неорганічної та молекулярної хімією. Зрозуміло, існують природні обстановки і процеси, в яких дія законів геохімії і біогеохімії тісно переплітаються. Ідеї ​​В.І. Вернадського про планетарну ролі живої речовини збагатили теорію геохімії і створили основу для з’ясування деяких важливих геологічних процесів, у тому числі процесів осадового рудоутворення. 
Біогеохімія пов’язана і з іншими науками про Землю, особливо з тими, що вивчають склад гірських порід, мінералів, природних вод і газів, а також розвиток природного середовища протягом геологічної історії. 
Своєрідно складалися взаємини ідей Вернадського з біологічними науками. В.І. Вернадський вважав, що вивчення живого організму ізольовано від довкілля методологічно помилково, бо і те, і інше нерозривно пов’язані. Він вважав, що, вивчаючи живі організми, біологи в більшості своїх робіт залишають без уваги нерозривний зв’язок, найтоншу функціональну залежність, існуючу між навколишнім середовищем і живим організмом, замінюють складні явища природи спрощеними моделями [ 1 ]. 

У той же час відомо критичне ставлення до біогеохімії представників фізико-хімічної біології, які не бачили сенсу у визначенні змісту хімічного елемента в організмі без вивчення його конкретних органічних сполук, розшифровки їх молекулярної структури, вивчення типу зв’язків даного елемента з іншими. Тут доречно ще раз згадати, що головним завданням біогеохімічних досліджень є вивчення масообміну хімічних елементів між живими організмами та навколишнім середовищем. Це завдання не входить в сферу інтересів комплексу наук фізико-хімічної біології (біохімії, молекулярної та біоорганічної хімії), але близька до цілей біологічних наук, які вивчають зв’язки між організмами та середовищем їхнього життя: геоботаніки, біоценології і особливо екології. Ідеї ​​та підходи біогеохімії вельми перспективні для розвитку екології. Вивченню масообміну в екосистемахприділяється велика увага при екологічних дослідженнях. 
Завдяки дуже нетривалим життєвим циклам мікроорганізмів геохімічний ефект їх діяльності наочно свідчить про справедливість головного положення біогеохімії: глибокої взаємозалежності складу навколишнього середовища і живої речовини. З цієї причини принципи біогеохімії були органічно сприйняті мікробіологією. З одного боку, мікробіологи встановили закономірне перетворення хімічного складу води замкнутих басейнів під впливом мікробіологічної діяльності і важливу роль мікроорганізмів у глобальному газовому режимі. З іншого боку, було виявлено, що мікроорганізми, що мешкають в мулах і грунтах (бактерії і актиноміцети), можуть адаптуватися до сильно розрізняються рівнями концентрації кобальту, молібдену, міді, ванадію, урану, селену і бору. Ця здатність передається спадково, завдяки чому адаптація супроводжується перебудовоюпопуляцій мікроорганізмів. Важливе місце у розвитку ідей В.І. Вернадського про живу речовину та біосферу займають його роботи з геохімії грунтів. Ясно уявляючи, що ні в одному з природних утворень немає такого тісного взаємопроникнення і взаємодії живих організмів і неживої речовини, як в грунті, Вернадський називав її біокосній тілом. Можна припускати, що саме поглиблене вивчення грунтів як частини біосфери, максимально насиченим життям, було одним з перших кроків у розробці В.І. Вернадським концепції живої речовини.Поняття про живу речовину було вперше їм викладено в статті, написаній в 1919 р. і присвяченій ролі організмів у грунтоутворенні. В.І. Вернадський розглядав грунт як центральна ланка біосфери, де сходяться різноманітні міграційні цикли хімічних елементів. «З кожним роком … все ясніше стає значення грунту в біосфері – не тільки як субстрату, на якому живе рослинний і тваринний світ, але як області біосфери, де найбільш інтенсивно йдуть різноманітніхімічні реакції, пов’язані з живою речовиною» [ 1 ]. 

У 1936 р. В.І. Вернадський ввів в науку поняття про педосфери, яке в даний час широко використовується при глобальних геохімічних побудовах. Він зазначав, що хімічний склад Світового океану тісно пов’язаний з мобілізацією хімічних елементів у педосфери і з планетарним міграційним циклом грунту – води річок – води океану. Не менш відповідальну роль грає педосфера в газовому обміні. В.І. Вернадський вважав, що багато хімічні елементи надходять у грунт не стільки з грунтоутворюючих порід, скільки осаджуються з атмосфери і знову йдуть в неї, захоплюючи вітром. Припущення Вернадського про циклічної міграції хімічних елементів у системі грунт – атмосфера підтвердилося через кілька десятиліть при вивченні динаміки аерозолів, їх «часу життя» і дальності переносу. 
Принципи біогеохімії виявилися вельми перспективними для генетичного грунтознавства. Великий грунтознавець, геохімік і географ Б.Б. Полин, спираючись на ідеї В.І. Вернадського, розробив учення про геохімії ландшафту. Послідовники Б.Б. Полинова геохімік-грунтознавці і геохімік-ландшафтоведов своїми дослідженнями сприяли розвитку біогеохімії. В даний час розмежування біогеохімічних, еколого-геохімії-чеських, грунтово-геохімічних і ландшафтно-геохімічних досліджень досить умовно. 
Унаслідок того, що основні види виробничої діяльності людей – сільське господарство і промисловість – здійснюються на суші, спрямованість практичного використання біогеохімії також пов’язана з вивченням процесів, що протікають в межах Світовий суші. До останніх років основна практичне застосування біогеохімії було пов’язано з діяльністю геологічної служби, з так званим біогеохімічним методом пошуків родовищ корисних копалин. Сутність цього методу полягає у виявленні ділянок підвищених концентрацій рудообразующих елементів у рослинах, продуктах їх відмирання та метаболізму. Ділянки підвищених концентрацій металів у рослинах і верхньому горизонті грунту – біогеохімічні аномалії – дають підставиприпускати наявність на глибині покладів руд, які не виходять на поверхню. У цьому випадку біогеохімічні аномалії можуть розглядатися як ореоли розсіювання рудних акумуляції. Вони утворюються в результаті залучення металів в біологічний круговорот та накопичення їх в рослинності та грунті. Застосування біогеохімічного методу пошуків родовищ корисних копалин у важких лісових районах або на територіях, перекритих пухкими алохтонні відкладеннями, полегшує виявлення родовищ і сприяє здешевленню комплексу геолого-пошукових робіт. Досвід застосування біогеохімічного методу в нашій країні узагальнено в працях А.П. Виноградова (1954), Д.П. Малюги (1963), А.Л. Ковалевського (1984). Біогеохімічні дослідження відіграли важливу роль у відкритті багатьох родовищ руд кольорових і рідкісних металів, сировини для атомної промисловості та інших корисних копалин. В даний час біогеохімічний метод значно вдосконалено, є його різні варіанти, розроблені з урахуванням досягнень біогеохімії та сучасних технічних можливостей. 
Другий напрямок біогеохімії, важливе в практичному відношенні, полягає у вивченні впливу вмісту хімічних елементів у навколишньому середовищі на організми тварин і людини. Підкреслимо, що мова йде про концентрацію хімічних елементів, зумовленої виключно природними факторами. В окремих районах геохімічні відхилення настільки великі, що викликають відповідні, часто патологічні реакції організмів. Такі райони отримали назву біогеохімічних провінцій (Виноградов А.П., 1962). 
В.В. Ковальський і його співробітники (1974) виявили зв’язок між продуктивністю сільськогосподарської худоби і надлишком і нестачею бору, кобальту, міді, молібдену, селену. Аналогічні дослідження в 1973 р. були виконані в Англії та Ірландії під керівництвом Дж. Уебба (1964, 1966), в США – Р. Ібінсом та ін  У деяких місцях встановлено вплив вмісту мікроелементів в питній воді і місцевих продуктах на здоров’я людини. Одним із перших за кордоном до цієї проблеми привернув увагу канадський біогеохімік Х. Уоррен (1961). Крім широко відомих прикладів захворювання щитовидної залози від нестачі йоду необхідно відзначити цікаве дослідження про зв’язок вмісту мікроелементів у грунтах і рослинах із серцево-судинними захворюваннями в Джорджії (США), проведене X. Шаклеттом (1970). Фінський геохімік М. Сальма (1963) виявив зв’язок між вмістом свинцю в гірських породах і захворюванням на розсіяний склероз. Для організації методико-гігієнічних заходів була розроблена методика картографування природних геохімічних умов (Добровольський В.В., 1967). У другій половині минулого століття було розгорнуто вивчення мікроелементів у зв’язку з проблемами сільського господарства та медицини. Одним з ініціаторів цих досліджень став великий вітчизняний грунтознавець В.А. Ковда. У нашій країні починаючи з 1950 р. систематично проводилися наукові конференції з проблем мікроелементів: у Москві (1950), Баку (1954), Ризі (1958), Києві (1962), Улан-Уде(1966), Ленінграді (1970), Ризі (1975), Івано-Франківську (1978), Кишиневі (1981), Чебоксарах (1986) і Самарканді (1990). Біогеохіміки брали активну участь у цій діяльності. Інформація про результати вивчення біогеохімії мікроелементів у різних наукових центрах публікувалася у щорічних збірниках у формі систематичних оглядів. Найбільш значні досягнення у вивченні мікроелементів в системі грунт – рослини. Під керівництвом В.А. Ковда і Н.Г. Зиріна вперше були складені карти вмісту бору, марганцю, цинку, міді і молібдену в грунтах на великій території Східно-Європейської рівнини. 
Розглянуті вище напрями існують тривалий час і стали традиційними в біогеохімії. Третій напрям почало складатися в кінці 1960-х – початку 1970-х рр.. і остаточно визначився в 1972 р. після Стокгольмської конференції ООН, присвяченій проблемам стану та охорони навколишнього середовища. 
Світова спільнота серйозно стурбоване тим, що виробнича діяльність досягла небезпечного рівня і стала негативно позначатися на стані природи. Робляться зусилля з координації досліджень в галузі вивчення вмісту та розподілу небезпечних забруднювачів та розробці національних і міжнародних програм, спрямованих на організацію контролю за забрудненням навколишнього середовища, вивченням закономірностей, що підтримують нормальний стан біосфери. Були створені програми ООН з навколишнього середовища (UNEP – United Nation Environment Programme), глобального моніторингу (GEMS – Global Environmental Monitoring System), «Людина і біосфера» (МАВ – Man and the Biosphere), «Глобальні зміни» (Global Changes). Програми курують ЮНЕСКО та Науковий комітет з проблем навколишнього середовища Міжнародного союзу наукових товариств (SCOPE – Scientific Committee on Problems of the Environment). Біогеохімія, предметом вивчення якої служать процеси міграції та масообміну хімічних елементів, що зв’язують в єдине ціле навколишнє середовище та живі організми, може стати теоретичною основою для комплексних біосферних досліджень та здійснення згаданих вище програм. Біогеохімік беруть найактивнішу участь у вивченні сучасного геохімічного стану природних систем та їх трансформації під впливом господарської діяльності людства. На Стокгольмської конференції ООН серед пріоритетних забруднювачів були названі важкі метали. Їх вплив на живі організми привернуло пильну увагу вчених. Результати досліджень у цій області були розглянуті на серії конференцій, присвячених проблемі «Важкі метали в навколишньому середовищі» («Heavy metals in the Environment»). Перша конференція була проведена в Торонто (Канада) в 1975 р., потім в Амстердамі(Нідерланди) в 1991 р., в Гейдельберзі (Німеччина) в 1983 р. і в Афінах (Греція) в 1985 р. За ініціативою Домі С. Адріано, керівника відділу біогеохімічної екології Саванахской екологічної лабораторії США, були зроблені зусилля з консолідації досліджень в області біогеохімії розсіяних елементів на міжнародному рівні у формі регулярних міжнародних конференцій: International Conference on the Biogeochemistry of Trace Elements – ICOBTE. Перша конференція ICOBTE відбулася в м. Орландо (США) в 1990 р., друга – в Тайбеї (Тайвань) у 1994 р., третя – у Парижі (Франція) в 1995 р., четверта – у м. Берклі (США) у 1997 р., п’ята – у Відні (Австрія) в 1999 р., шоста – у м. Гуелф (Канада) у 2001 р., сьома передбачається в м. Упсала (Швеція) в 2003р. Результати біогеохімічних досліджень публікуються в періодичній науковій літературі багатьох країн. Серед вітчизняних журналів – це «Грунтознавство», «Вісник МГУ» (серії грунтознавства та географії), «Географія і природні ресурси». Цінні матеріали друкуються в працях біогеохімічної лабораторії Російської Академії Наук. 
Слід звернути особливу увагу на актуальність викладання основ біогеохімії для підготовки спеціалістівприродничого профілю у вищій школі. Знання теоретичних основ біогеохімії необхідно для запобіганняекологічно негативних наслідків господарської діяльності людей і нейтралізації вже виникли екологічних загострень [ 1-2 ].

Утворення, розвиток і еволюція грунту зобов’язані взаємодії малого біологічного і великого геологічного кругообігів речовин і потоків сонячної енергії у границях кори вивітрювання гірських порід. У 1875 році австрійським ученим геологом Зюсом запропонований термін “біосфера”,сфера життя. До появи життя на нашій планеті існували тільки геологічні процеси і великий геологічний кругообіг речовин. Його вік 3,5-4 млрд. років. 
Виникнення життя на Землі сформувало “сферу життя”, привело до появи малого біологічного кругообігу речовин або хімічних елементів. Ці два кругообіги речовин відбуваються одночасно і носять назву біогеохімічного циклу. Вернадський сформулював закон: з появою біосфери усі хімічні реакції на планеті протікають при безпосередній участі живої речовини. 
Біосфера – найбільш високоорганізована природна система на нашій планеті. Вона складається з таких компонентів: атмосфери, гідросфери, літосфери, педосфери [ 1-2 ].

Для кожного компонента характерні свої рівні організації. Границі розповсюдження живої речовини визначають границі біосфери. Біосфера має по вершинах верхню (атмосфера) та нижню границі (рівень грунтових вод). У просторі вона неоднорідна, що призводить до великої різноманітності біогенної міграції (природні зони, фації); біогеоценозів, ландшафтів. 
В.І.Вернадський сформулював поняття і розробив вчення про біосферу. Вона є сферою проживання живої матерії, середовищем для всієї планети. Жива речовина відіграє величезну роль у геологічній історії планети. Він дав визначення біогеохімії [ 1-3 ].

Біогеохімія (біо – життя, гео – земля) – наука про вивчення хімічного складу живих організмів, участь живої речовини і продуктів її розкладу в процесах міграції, розсіювання та накопичення хімічних елементів.

Геохімія – наука про історію атомів хімічних елементів у розвитку планети, про сучасний хімічний склад гірських порід і шляхи міграції хімічних елементів на Землі.

До появи життя на Землі протікали тільки геохімічні процеси. Це, в основному, процеси руйнування кристалічних решіток первинних мінералів, міграція різних водних розчинів і синтез нових мінеральних сполук. Джерело енергії геохімічних процесів – сонячна енергія. 
З виникненням життя на Землі з’явився грунтотворний процес. Його рушійна сила – взаємодія малого біологічного і великого геологічного кругообігів речовин разом з енергетичними потоками на земній поверхні. Виник комплекс явищ біогеохімії грунтоутворення: міграції і трансформації хімічних сполук у межах грунтового профілю і підстилаючої товщі гірських порід, тобто у границях грунтового покриву планети; основою цього є цикли організованості біосфери, а також педосфери. Крім того, біогеохімія грунтоутворення пов’язана: а) з перетворенням вуглецю і живої речовини у грунтах; б) зміною азоту у едафотопах і ландшафтах; в) особливостями міграції і ареалами акумуляції продуктів вивітрювання і грунтоутворення сполук кремнію, алюмінію, фосфору і мікроелементів у грунтах; г) наявністю ізотопів у едафотопах.

Природна система – це сукупність компонентів (елементів), які знаходяться у певних відношеннях і зв’язках між собою й утворюють визначену єдність і цілісність.

Всі природні тіла, явища доцільно розглядати як системи. Системою живої матерії можна вважати клітину, окремий орган (листок рослини) або весь організм (всю рослину), а також сукупність живих організмів, що звичайно називають біогеоценозом або екосистемою. До системи неживої природи належить віднести кристал мінералу, асоціацію мінералів, гідрографічну сітку. 
Визначення природної системи знаходимо в наукових працях австрійського біолога Людвіга фон Берталанфі та російських академіків Косигіна і Соловйова. Залежно від кількості елементів (компонентів), які входять до системи, зв’язки між ними можуть бути простими і складними, а отже, системи бувають прості і складні. Грунт як природна система має складну багаторівневу структурну організацію. 
В.А.Ковда і Б.Г.Розанов на базі системного підходу сформулювали поняття ієрархічних рівнів структурної організації грунту. Кожний із рівнів потребує специфічних методів і підходів дослідження і управління [ 1-3 ].

Кожна природна система має: вхід; тіло (сама система) та вихід. Система складається з: а) історії розвитку; б) організації або структури; в) здатності функціонувати

Розвиток системи в часі проходить від простого до складного. Сучасний стан будь-якої природної системи треба розглядати як конкретну стадію розвитку та як стан довгого еволюційного розвитку системи. Щоб навчитися прогнозувати майбутнє в розвитку системи, управляти її функціонуванням необхідно знати не тільки сучасний стан системи, але й минуле, її історію. Організація, або структура кожної системи охоплює поняття про кількість елементів (компонентів), які входять до системи, а також взаємовідношення цих компонентів, причому компоненти системи ускладнюються від низьких рівнів організації до більш високих. 
Функціонування системи – це сукупність реакцій, які виникають у системі у відповідь на зовнішні дії і призводять до змін внутрішніх властивостей системи, до її саморозвитку. 

Кожна природна система характеризується стійкістю, саморегуляцією, самокореляцією, еволюціонуванням, емерджентністю. 
Стійкість проти випадкового зовнішнього впливу є одним із найважливіших властивостей природних систем. Кожна природна система прагне до збереження рівноваги у своєму розвитку. Екстремальні зовнішні умови можуть зруйнувати природну систему. Саморегуляція процесів функціонування системи забезпечується явищем самокореляції елементів (компонентів) у складній сітці функціонування зв’язків. 
Еволюціонування системи проходить у результаті ускладнення процесів, які протікають у функціонуючій системі, і йде від простого до складного. 
Емерджентність природної системи полягає в появі у функціонуючій системі в процесі свого розвитку зовсім нових властивостей, якими не володіє жоден із компонентів цієї системи.

Кількість атомів на Землі постійна. Процеси, що протікають на Земній кулі, залучають у різні переміщення і перетворення земної речовини величезні маси елементів. Циркуляція елементів і замкнутість їх глобальних циклів створює міграційно-трансформаційні цикли. 
У ранній безжиттєвий період геологічної історії це були геохімічні цикли. З появою життя на Землі вони перетворились у біогеохімічні цикли. З появою людини й утворенням техносфери – у технобіогеохімічні. Тому глобальні цикли вуглецю, води, сірки, азоту та інших елементів у великій мірі визначаються діяльністю людини.

Загальний цикл технобіогеохімічного кругообігу речовин на Землі складається з ряду самостійних біогенних і абіотичних: геологічних, техногенних циклів, які утворюють великий геологічний кругообіг речовин. Він включає такі етапи: 

а) появу вивержених порід на земній поверхні;

 б) вивітрювання;в)грунтоутворення; 

г) ерозію і денудацію; 

д) накопичення континентальних та океанічних осадів; е)метаморфізм осадів; ж) вихід осаджених порід на поверхню з новим циклом вивітрювання, грунтоутворення, денудації й осадонакопичення.

Денудація – винос речовин з суші в моря, ріки, океани, водоймища, атмосферу. [ 1-3 ]

Вона є показником швидкості та інтенсивності кругообігу речовин суші. Денудація включає геологічний кругообіг речовин і процеси вивітрювання гірських порід. Загальну денудацію суші можна оцінити за денудаційним балансом, який виражається в млрд. т/рік на суші. Баланс включає загальний винос речовин суші (52,990 млрд. т/рік); загальний привніс речовин на сушу (4,043 млрд. т/рік); звідси денудаційний баланс суші складає -48,947 млрд. т/рік. 
Загальний винос речовини з суші відбувається (млрд.т/рік): в океан – 27,1; у внутрішні водоймища – 18,2; в атмосферу – 7,7; загальний екзогенний привніс речовин – 4. Це середні значення. Вони не дають достатнього уявлення про денудацію в конкретних точках земної поверхні через різноманітні природні умови (гірські території, 
рівнина); різну за інтенсивністю антропогенну діяльність. Денудація рівнин через антропогенну діяльність більша, ніж у горах, десь у 1,5 раза, а локально різниця збільшується у сотні і тисячі разів. Середній модуль денудації – це загальний виніс речовин з суші площею 1 км кв. Він дорівнює 48947 млрд.т/рік: 130 млн.км кв = 375,5 т/км кв·рік, або 3,765 т/га·рік. Діяльність людини збільшила денудацію в 1000 разів у порівнянні з дотехногенним періодом. 
Модуль твердого стоку в т/км кв·рік складає, для прикладу, у р. Єнісей – 4; р. Колорадо – 380; р. Хуанхе – 2600; на орних землях – 5000; пасовищах – 3600; покинутих полях – 29; зрілих соснових лісах – 4,5. 
Можна зробити такий висновок: вивітрювання не встигає за денудацією, а антропогенна денудація (ерозія) знищує поверхневі горизонти, багаті гумусом і елементами живлення.

Кора вивітрювання гірських порід – це продукт їх руйнування, трансформації мінеральних сполук, сортування і перевідкладення гравітаційною седиментацією.

Грунт – це результат новоутворення специфічного біокосного тіла, яке відрізняється від кори вивітрювання тим, що характеризується наявністю гумусу; характерною морфологічною ієрархічною структурою; глобальними функціями (такими як забезпечення існування життя на Землі); постійною взаємодією великого геологічного і малого біологічного циклів (кругообігів) речовин на земній поверхні; регулюванням хімічного складу атмосфери і гідросфери; регулюванням біосферних процесів; акумуляцією органічної речовини і зв’язаної з нею хімічної енергії; виступає як основний засіб сільськогосподарського виробництва. 
У процесі вивітрювання, транспортування і перевідкладення гірські породи (масивні, ущільнені, масивно-кристалічні, корінні) набувають ряд нових властивостей, таких як: пухкість і роздільнопластичність; повітроємність, повітропроникність, водопроникність; наявність вторинних мінералів; поглинальну здатність; сортування на земній поверхні за гранскладом, мінералогічним та хімічним складами; вміст біофільних елементів; наявність літологічної шаруватості, яка формується в процесі вивітрювання.

Для грунтоутворення особливе значення має малий біологічний кругообіг речовин. Він забезпечує цикли біогеохімії. При цьому зольні елементи поглинаються рослинами з грунту. В подальшому вони беруть участь у біохімічних процесах рослин, повертаються знову в грунт після їх відмирання. Частина забирається тваринними організмами і повертається після їх відмирання. Цикли вуглецю, азоту більш складні. Вони зачіпають також атмосферу. Частина елементів звільняється, після відмирання повертається у великий геологічний кругообіг через атмосферу і гідросферу[ 1-4 ].

Антропогенна діяльність змінює хід біологічного кругообігу речовин за рахунок: 

1) зниження природної біоти і заміни її на культуру сільськогосподарських полів; 

2) відокремлення і потреби споживання біологічної продукції; 

3) внесення добрив; 

4) зміни грунтових режимів.

Інтенсивність біологічного кругообігу речовин (елементів) або швидкість його – це час (вегетаційний період, декілька місяців, діб, хвилин), упродовж якого елемент поглинається живим організмом, трансформується і повертається в середовище.

Повернення буває прижиттєве і посмертне. Час (інтенсивність) залежить від виду організму та запасу елемента у середовищі. 
У формуванні малого біологічного кругообігу речовин велику роль відіграють живі організми. В першу чергу – мікробні популяції, оскільки біомаса мікробів практично така ж, як і біомаса рослин. Але головне не в кількості маси, а в тій роботі, яку мікроорганізми проводять з мінералізації речовин, особливо у процесах перетворення азоту, заліза, сірки, марганцю. Відмираючи, вони звільняють 6-7% від своєї біомаси різних зольних елементів. 
Безхребетні організми переробляють органічні рештки у грунтах і трансформують хімічні елементи у водоймищах. Надземні біогеоценози (лісовий, трав’яний) – найважливіший фактор формування біологічного кругообігу речовин. Щорічно на суші в процесі фотосинтезу зеленими рослинами залучається 35 млрд. т СО2 з атмосфери; 10 млрд. т повертається в атмосферу в результаті дихання; 25 млрд. т після відмирання рослин надходить у грунт і використовується для утворення гумусу та його акумуляції [ 1-3 ].

Об’єм, або ємність біологічного кругообігу речовин (елемента) – це маса елемента, яка поглинається організмом з навколишнього середовища одиницею площі за певний час.

Біологічний кругообіг речовин складається з циклів окремих елементів. 
Цикли азоту. 75% N зосереджено в атмосфері в молекулярній формі (N ). Живі організми (рослини) поглинають азот у вигляді NH4+, NО3-, з участю якого утворюють білки. Після відмирання рослин іде трансформація азотовмісних сполук через амоніфікацію, нітрифікацію, денітрифікацію. Нітрати захоплюються рослинами, частина їх іде на утворення гумусу. Решта азоту вимивається з грунту. У гумусі азот складає 3-5-10%. Втрата з грунту азоту веде до забруднення водоймищ. 
Цикли вуглецю. СО2 в атмосфері міститься до 0,03%. Найбільше вуглецю в живій речовині – 18%. Він є основою життя. Розраховано, що рослинний покрив суші засвоює весь вуглець атмосфери за 3-4 роки. Для гумусосфери цикл вуглецю складає 300-400 років. У процесі дихання рослин частина вуглецю повертається в атмосферу. Після відмирання рослин частина вуглецю закріплюється в гумусі, в осадових породах (карбонати), частина повертається до атмосфери. Викиди вуглецю при спалюванні нафти, газу, вугілля, складають від 6 до 10% об’єму біогеохімічного циклу. 
Вирубка лісів, руйнування лісових підстилок, осушення торф’яників, посилене розорювання земель, зменшення планктону у водоймищах у зв’язку з їх забрудненням скоротили об’єми фотосинтезу на планеті. Це зумовило посилення надходження СО2 в атмосферу. Виробництво будівельних матеріалів також підсилює концентрацію CO, в атмосфері (одержання цементу). Існують суттєві відмінності між біологічними кругообігами в природних і антропогенних екосистемах. Установлено, що за останні сто років чорноземи втратили одну третину своїх гумусових запасів. Головні причини цього: інтенсивні прийоми землеробства (меліорація, хімізація, механізація), ерозія грунтів.  У природних екосистемах гуміфікується незначна частка залученого до фотосинтезу вуглецю атмосфери. Значна частина його повертається в атмосферу при диханні організмів і при мінералізації мертвої органічної речовини.

Живі організми утворюють інтенсивні потоки хімічних елементів. Вони проводять велику геохімічну роботу, беруть участь у процесах вивітрювання і грунтоутворення. Грунти є компонентами біосфери й об’єктами дії живої речовини. В ньому зосереджена зоо-фауна, мікроорганізми, корені рослин. У гумусному горизонті жива речовина складає 40% маси грунту. Жива речовина у грунтах виконує такі функції:

– газообмінну: метаболізм, дихання і обмін СО2, NH3, H2О; 

– окиснення: процес вивітрювання суттєво змінює сполуки таких елементів як Мn, С, N, S, Р; 

– відновлення: денітрифікація, десульфофікація; 

– концентрації і акумуляції хімічних елементів із розсіяного стану: карбонати, фосфати; 

– синтезу і мінералізації гумусу, гумінових і фульвокислот грунту, грунтового покриву.

Поведінка будь-якого елемента в конкретних екосистемах біосфери та їх грунтах визначається комплексом міграційних параметрів: 
– хімічними властивостями елемента і його сполук; 
– роллю у технобіогеохімічних процесах (біофільністю, технофільністю, геохімічною активністю, міграційною здатністю у розчинах); 
– співвідношенням між його біологічним, геологічним і техногенними циклами.

У цілому баланс елемента в екосистемі може бути як позитивним, так і негативним. Утворюються зони концентрації тих чи інших елементів і зони збіднення, що відображається на хімізмі грунтів і грунтового покриву загалом. 
Під міграцією речовин на земній поверхні розуміють усі форми їх переміщення, розподілу і накопичення. Міграція речовин відбувається в міграційних потоках. Потоки проходять під впливом: сили тяжіння – гравітаційний потік; руху повітряних мас – еоловий потік; руху води – водний потік; потреб в елементах живлення організмами і повернення їх в середовище –біологічний циклічний потік; переміщення організмів по території – біогенний потік;переміщення великих мас речовин людиною в їх господарській діяльності – антропогенний,або техногенний потік.

У природі перевагу має водний потік. Залежить він від ступеня дисперсності речовин, розчинності. Б.Б.Полинов встановив 5 груп міграції речовин при елювіальному вивітрюванні і грунтоутворенні з відносним значенням їх щодо геохімічної рухливості (п): 
– що енергійно виносяться (Сl, Вr, І, S) – 10n 
– що легко виносяться (Са, Na, К, Mg) – n 
– рухливі (SiО2 P, Mn) – 0,1n 
– слабко рухливі (Fe, Al, Ті) – 0,01n 
– інертні (SiО2 кварцу) – 0n

В.А.Ковда виділив групи речовин за їх педохімічною рухливістю і розробив педогеохімічну класифікацію грунтових вод (табл. 12). Крім водного потоку, важливе значення у міграції речовин у природі має атмосферний перенос речовин вітром і техногенний кругообіг речовин (дерево, вугілля, нафта, зерно) [ 1 ].

Швидкість руху речовин в глобальних, регіональних і локальних технобіогеохімічних потоках залежить від:

1) фізико-хімічних характеристик речовин (активність, розчинність);

2) характеру середовищ, через яке переміщується цей потік. 
У зв’язку з тим, що на шляху руху потоку речовини середовище мінливе, виникають ділянки, де умови міграції інші, що призводить до зменшення рухливості деяких речовин, їх накопичення, тобто до виникнення геохімічних бар’єрів. Бар’єрами можуть бути: окиснення, випаровування, відновлення, кислотність, лужність, адсорбція. За формою бар’єри можуть бути лінійними і площинними.

Ареал акумуляції визначається територією, яка містить декілька ландшафтів і природних областей, де утворюються однотипові вторинні грунтові сполуки, їх переміщення, осадження, накопичення в грунтах, грунтових водах. Ареали акумуляції поділяються на: 
1) дуже широкі – R2О3, SiО2; 
2) помірно широкі – CaMg(СО3)2, СаСО3, MgСО3; 
3) вузькі – Na2SО4, MgSО4, NaCl, Na2СО3; 
4) дуже вузькі – NaNO3, KNO3, CaCl2, MgCl2.

Біогеохімічні процеси диференціюють земну поверхню. Водний міграційний потік речовин формує на земній поверхні три головні геохімічні пояси: а) пояс виносу; б) пояс транзиту; в) пояс акумуляції. Це проявляється як в масштабі окремо взятого підвищення, прилеглого до нього схилу, підніжжя аж до річкового басейну; так і в зв’язці гірської системи і низини чи в зв’язці суші і океану в цілому. Ці три типи земної поверхні геохімічно з’єднані в каскадні ландшафтно-геохімічні системи. Вони включають конкретні екосистеми і поєднані одним водноміграційним потоком речовин від вищого рівня до нижчого. Міграція речовин у каскадних ландшафтно-геохімічних системах регулюється характером потоку і геохімічними бар’єрами, в результаті чого відбувається диференціація суші. При цьому формуються такі місця: 1) виносу – автономні(елювіальні) геохімічні незалежні ландшафти, де розчинні сполуки виносяться, а акумулюються SiO , R203; 2) область транзиту – геохімічні підлеглі транзитні ландшафти, у яких частково акумулюються СаСО3, Na2СО3, CaSО4, Na2SО4, MgSО4, NaCl, CaCl2, NaNО3; 3) пояси акумуляції, в яких 
формуються геохімічні підлеглі акумулятивні ландшафти, де накопичуються найбільш розчинні і високодисперсні продукти вивітрювання .

Вертикальні внутрішньогрунтові міграційні потоки мають як низхідний, так і висхідний характер упродовж року. Дані потоки формують генетичні горизонти грунтового профілю. Суттєве значення при цьому мають біогенні потоки речовин, які утворюються життєдіяльністю організмів.

Грунтоутворюючий процес складається з 4-х компонентів речовинно-енергетичного балансу: 

1) притоку речовини й енергії в грунт; 

2) перетворення речовин і енергії в грунті; 

3) переміщення речовин і енергії в грунті; 

4) відтоку речовин і енергії з грунту.

Всі ці складові утворюють єдність, визначають направленість грунтоутворюючого процесу, будову, склад і властивості грунту. Баланс речовин при грунтоутворенні – це співвідношення між приходом речовин в грунт та їх відтоком з нього за певний відрізок часу.

В.А. Ковда визначив декілька форм балансу речовин залежно від довжини охопленого ним часу:

 1) віковий, який має геологічний відрізок часу і зв’язаний з формуванням геоморфології місцевості;

2) періодичний (циклічний), який охоплює відрізок часу приблизно 11-22 років, очевидно, пов’язаний з періодичною активністю Сонця;

3) річний, який вкладається в річний гідрологічний цикл території;

 4) на зрошуваній території виділяють міжполивний баланс речовин, який складається з коротких відрізків часу між поливами.

Можна виділити окремо баланс органічної речовини, азоту, води, мінеральних елементів, легкорозчинних солей. 
У процесі грунтоутворення розрізняються прибуткові і видаткові статті балансу.

До прибуткових статей балансу належать: 

1) прихід С, N, зольних елементів з опадом і рештками рослин і тварин; 

2) прихід тих самих елементів з кореневими виділеннями; 

3) прихід N з атмосфери за рахунок азотфіксаторів; 

4) прихід N з опадами; 

5) прихід речовин з вітровим пилом; 

6) прихід з твердим поверхневим стоком; 

7) прихід з рідким поверхневим стоком; 

8) прихід з капілярною каймою грунтових вод; 

9) прихід з боковим (внутрішнім грунтовим) стоком; 

10) прихід з добривами, меліорантами, зрошуваною водою.

Видаткові статті балансу грунту: 

1) захоплення рослинами N і зольних елементів для утворення щорічного приросту; 

2) втрати азоту за рахунок денітрифікації; 

3) втрати С при мінералізації рослинного опаду і гумусу; 

 4) вимивання речовин низхідним током води за границю грунтового профілю – у грунтові води; 

5) винос речовин всередині грунтовим стоком; 

6) винос речовин поверхневим твердим стоком; 

7) винос речовин поверхневим рідким стоком; 

8) втрата речовин за рахунок дефляції; 

9) винос N, С, мінеральних елементів з урожаєм сільськогосподарських культур, сіном, деревиною.

Різні речовини в одному і тому ж грунті можуть мати різний баланс: позитивний, від’ємний, нульовий [ 3-4 ].

Позитивний баланс характеризується акумуляцією речовин у грунті, яка може бути абсолютною, відносною і залишковою. Глобальне значення має абсолютна акумуляція вуглецю і азоту атмосфери, що відбувається в процесі життєдіяльності зелених рослин і азотофіксуючих мікроорганізмів. Ці елементи накопичуються у лісовій підстилці, степовій повсті, в гумусовому горизонті. Акумуляція може бути зумовлена надходженням речовин в грунт із грунтових вод, поверхневого і бокового стоків води. Це характерно для аридного клімату: вода випаровується, а речовини залишаються в грунті. В гумідному кліматі зазвичай речовини не накопичуються, оскільки винос перевищує прихід речовин. Однак можуть накопичуватися кремній, алюміній, залізо, кальцій у вигляді СаСО3, що спричинене привнесенням твердих частинок заплавними водами, делювіальним стоком, вітром. Формуються грунти абсолютного акумуляційного балансу речовин: заплавні, намиті, навіяні.

Відносна акумуляція речовин – збагачення верхньої частини профілю грунту мінеральними біофільними елементами внаслідок перекачування цих елементів рослинами з нижніх горизонтів або з нижньої частини товщі у поверхневі горизонти, хоч грунт в цілому їх не накопичує.

Від’ємний баланс спостерігається, коли винос речовин перевищує їх привнесення. Це відбувається в гумідних областях та ще на гірських еродованих схилах: привнесення речовин не компенсує виносу їх поверхневим чи внутрігрунтовим низхідним током. Збіднення грунтів може бути загальнопрофільне і погоризонтне. Наприклад, профіль підзолистого грунту збіднений на катіони; в аридних грунтах відбувається винос легкорозчинних солей тільки на деяку глибину.

Нульовий баланс характеризується тим, що винос і притік речовин скомпенсовані.

Водний баланс і водний режим грунтів є регуляторами балансу речовин. В.А. Ковда виділив такітипи балансу речовин: різко від’ємний, від’ємний, зрівноважений, змінний, позитивний, накопичувальний.

Різко від’ємний – характерний для схилів рівнинних територій з ерозійно-промивним водним режимом, для розораних схилів рівнинних територій:

S = So + R – FSs – FSm – FL,

де S – кількість речовин у кінці балансового періоду; So – на початку балансового періоду; R – кількість речовини атмосферних опадів; FSs – поверхневого стоку (розчинний матеріал); FSm – поверхневого стоку (твердий матеріал); FL – внутрігрунтовий боковий стік.

Від’ємний баланс – властивий для територій з промивним водним режимом, формується на дренованих плато і рівнинах з глибокими грунтовими водами; опади переважають над випаровуванням:

S = So + R – FSs – FSm – FL – ln,

де ln – інфільтрація (низхідний стік). У таких умовах формуються грунти під лісом.

Зрівноважений баланс спостерігається при непромивному водному режимі, характерний для територій аридного і напіваридного 
клімату, де глибина грунтових вод більша 7 м. У таких умовах речовини з грунту виносяться шляхом поверхневого і бокового токів води:

S = So + R + FSs + FSm + FL.

Формуються грунти: степові чорноземи, каштанові, бурі напівпустельні, сіроземи.

Змінний баланс спостерігається при вологому кліматі, на рівнинах або зниженнях рельєфу, з рівнем грунтових вод 1-3 м, слабовід-тічних грунтових водах. Може бути позитивним, від’ємним і нульовим. Формуються чорноземно-лучні, напівболотні, болотні грунти лісостепу.

S = So + R + GW + FSs + FL – ln

де GW – надходження речовин з капілярною каймою грунтових вод.

Позитивний баланс забезпечуються намивним водним режимом. Він формується у заплавах і дельтах річок, що періодично пересихають:

S = So + R + FSm + FSs + FL + GW + FW + ln

де FW – надходження речовин, які приносяться намивними водами.

Накопичувальний баланс формується при випітному водному режимі; характерний для солончаків з глибиною грунтових вод 1-3 м:

S = So + R + FLm + FLs + GW.

У цій формулі GW > R > FLm > FLs.

Грунтоутворюючий процес, або грунтоутворення – це складний природний процес утворення грунтів із гірських порід, їх розвиток, функціонування і еволюція під дією комплексу факторів грунтоутворення.

Грунтоутворення починається з моменту поселення живих організмів на скельних породах або продуктах їх вивітрювання. Первинний грунтоутворюючий процес, по суті, збігається з вивітрюванням, в цей період грунт фізично суміщений з корою вивітрювання. В подальшому вивітрювання і грунтоутворення розділяються в просторі і часі: грунт формується у верхній частині кори вивітрювання гірських порід. В абіотичний період розвитку земної поверхні вивітрювання відбувалось без грунтоутворення. Існувала кора вивітрювання, але грунту не було. Фактори й агенти вивітрювання і грунтоутворення одні й ті самі.

Грунтоутворення – один з окремих процесів трансформації земної речовини в зоні гіпергенезу, в спеціальних умовах педосфери. Грунтоутворення в своєму розвитку проходить ряд стадій. Характер проходження окремих стадій грунтоутворення зумовлений комплексом факторів у різних природно-кліматичних зонах земної кулі. 
Стадія початкового (або первинного) грунтоутворення на скельних гірських породах, має назву первинного грунтоутворення. Вона досить довга, оскільки властивості грунтового тіла, характерні для зрілого грунту, ще не сформувалися, характеризується малою потужністю субстрату, який охоплюється грунтоутворенням, повільною акумуляцією елементів грунтової родючості. Профіль дуже слабко диференціюється на генетичні горизонти. Початкове грунтоутворення змінюється стадією розвитку грунту, яка протікає з наростаючою інтенсивністю, аж до формування зрілого грунту з характерним профілем і комплексом властивостей. 
Стадія рівноваги – стан клімаксу, протягом якого підтримується динамічна рівновага грунту з середовищем, тобто з існуючим комплексом факторів грунтоутворення. 

На певному етапі стадія рівноваги змінюється еволюцією грунту. Еволюція грунту може йти у різних напрямках: шляхом нарощування потужності грунту або шляхом її зменшення; шляхом засолення грунту або його розсолення; шляхом деградації грунтової родючості або її нарощування. 
Розвиток і еволюція грунтів і грунтового покриву в цілому на земній поверхні протікає не випадково, а у відповідності з загальною історією ландшафту. Вона визначається глобальними геологічними процесами (тобто кліматичними, тектонічними та морфоструктурними процесами). 
Грунтоутворення розглядається як співвідношення процесів виносу і акумуляції речовин (виносяться одні речовини, а накопичуються інші).

Абсолютна акумуляція речовин при грунтоутворенні – це надходження речовин до грунтоутворюючої породи з атмосфери чи гідросфери і накопичення їх у грунті, що формується.

У грунтах накопичується вуглець (фотосинтез – утворення біомаси – відмирання біомаси – розклад – гуміфікація – гумусонакопичення), азот (азотфіксація – поглинання організмами – відмирання біомаси – нітрифікація, амоніфікація), водорозчинні солі, гіпс, вапно, сполуки заліза, кремнезем (із грунтових вод, особливо при випітному водному режимі).

Відносна акумуляція речовин при грунтоутворенні – це залишкове накопичення в результаті виносу яких-небудь інших речовин.

Наприклад, виніс лугів, лужних земель і кремнезему може відносно збагачувати грунт окислами алюмінію. Відносна акумуляція речовин – це завжди наслідок елювіального процесу. Під останнім розуміють низхідне переміщення речовин в грунті при промивному режимі і частковий або повний винос в нижню товщу або за її межі ряду сполук, солей лугів і лужноземельних металів. Елювіюванню можуть також піддаватися сполуки заліза, алюмінію, марганцю, фосфору, сірки і в деяких випадках кремнію (при алітизації). Елювіюванню можуть піддаватися і тонкодисперсні мінерали.  Винос і акумуляція речовин при грунтоутворенні є наслідком взаємодії малого біологічного і великого геологічного кругообігу речовин на земній поверхні. Результатом біологічного кругообігу речовин є біологічна акумуляція в грунтах вуглецю, азоту й інших біофілів. Результат геологічного кругообігу – збіднення грунту тими чи іншими елементами (елювіальний процес) та збагачення деякими елементами (засолення, кіркоутворення). Грунтоутворення – це, по суті, сукупність явищ перетворення і переміщення речовин та енергії в границях педосфери Землі.

Взаємодія біологічного і геологічного кругообігу речовин проявляється через серію протилежно напрямлених процесів, суперечливих явищ, з яких складається грунтоутворення. До них належить:

1) руйнування первинних і вторинних мінералів – неосинтез мінералів. 

2) біологічна акумуляція елементів у грунті – споживання елементів із грунту організмами; 

3) гідрогенна акумуляція елементів у грунті – геохімічний виніс елементів із грунту; 

4) розклад органічних речовин – синтез нових органічних сполук; 

5) поглинання іонів з розчину твердою фазою – перехід іонів з твердої фази в розчин; 

6) розчинення речовини – осадження речовин; 

7) пептизація колоїдів – коагуляція колоїдів;

8) зволоження – висихання; 

9) окиснення – відновлення; 

10) нагрівання – охолодження; 

11) азотфіксація – денітрифікація.

Багато з цих протилежних процесів мають циклічний характер, пов’язаний із загальною циклічністю природних явищ. Можна виділити добові, сезонні, річні, багаторічні, вікові цикли грунтоутворення. Вони формують режими грунтоутворення, специфічні для кожного грунту. 
Перерахованим протилежним процесам, з яких складається грунтоутворення, О.А.Роде дав назву загальні грунтоутворюючі процеси. Вони відбуваються у всіх грунтах, але в різному якісному і кількісному прояві. 
Він також виділив макро- і мікропроцеси. Перші охоплюють весь грунтовий профіль, другі являють собою мінеральні і органічні перетворення в межах ізольованих ділянок грунтового профілю[ 1-2 ].

Сьогодні, за Б.Г. Розановим (1983) виділяють сім груп елементарних грунтових процесів: біогенно-акумулятивні, гідрогенно-акумулятивні, метаморфічні, елювіальні, ілювіально-акумулятивні, педотурбаційні і деструктивні.

А. Біогенно-акумулятивні ЕГП – це група ЕГП, що протікають у грунті під безпосереднім впливом живих організмів, за участю продуктів їх життєдіяльності і післясмертних решток, супроводжуються утворенням у профілі біогенних органогенно-акумулятивних поверхневих горизонтів. 
Підстилкоутворення – формування на поверхні грунту органічного (в нижній частині – органо-мінерального) шару лісової підстилки або степової повсті, які знаходяться по вертикальних шарах і в часі (по сезонах року) на різних стадіях розкладення рослинних решток. Підстилка суцільним шаром легко відділяється від нижньої мінеральної частини грунту і складається з видимих оком рослинних залишків. Процес характерний у сучасних умовах тільки для грунтів, що не розорюються. Торфоутворення – процес перетворення і консервування органічних решток при їх незначній гуміфікації, розкладі й мінералізації, що веде до утворення поверхневих горизонтів торфу різного ступеня розкладу (Т). Причиною процесу найчастіше є перезволоження грунту (анаеробні умови) або низька середньорічна температура (“сухий” торф). Найяскравіше проявляється в болотних (торф’яних) грунтах, в меншій мірі – в інших гідроморфних грунтах, в тому числі й в тундрово-глейових. 
Гумусоутворення – процес перетворення органічних решток у грунтовий гумус і його взаємодія з мінеральною частиною грунту. Гумусоутворення ділиться на: а) за механізмом гумусоутворення – інсітне (від лат. in situ – на місці утворення), просочувальне і потічне; б) за типом гуміфікації – гуматне, гуматно-фульватне, фульватне і гумінне; в) за реакцією середовища утворення – кисле, нейтральне, лужне; г) за характером зв’язку з мінеральною частиною і ступенем гуміфікації: мюлеутворення, модероутворення, мороутворення. Наприклад, для чорнозему характерне інсітне гуматне нейтральне мюлеве гумусоутворення, а для підзолистого грунту – просочувальне фульватне кисле модер гумусоутворення. Морфологічно цей процес характеризується утворенням поверхневого темного гумусового горизонту найчастіше грудкуватої або зернистої структури (Н). Дерновий процес – інтенсивне гумусоутворення, гумусонакопичення і акумуляція біофільних елементів під дією трав’яної рослинності і, особливо, кореневої маси з утворенням ізогумусового профілю з поверхневим темним грудкуватим або зернистим дерновим (перегнійним) горизонтом, який по об’єму на половину складається із кореневих систем рослин (Нд), Для орних грунтів не характерний, бере участь в утворенні багатьох грунтів, що формуються під трав’янистою рослинністю, в тому числі чорноземів, дернових, лугових, брюніземів тощо [ 1-3 ].

Б. Гідрогенно-акумулятивні ЕГП – група процесів, зв’язаних із сучасним або минулим впливом грунтових вод на грунтоутворення, належать до геохімічних міграційних процесів у земній корі. І тільки в тій частині, у якій ці процеси охоплюють акумуляцію речовин у грунтовому профілі, вони можуть бути віднесені до грунтових процесів. 
Засолення – процес накопичення водорозчинних солей у грунтовому профілі при випітному (десуктивному) водному режимі в умовах неглибокого залягання мінералізованих грунтових вод. Солі підіймаються по капілярах грунту разом з водою і при її випаровуванні накопичуються в верхній частині профілю. Характерно найбільше для солончаків, відбувався цей процес при утворенні солонців і солодей, а також різних типів солончакуватих грунтів – каштанових солончакуватих, чорноземів солончакуватих, пустельних і напівпустельних. 
Загіпсовування – процес вторинної акумуляції гіпсу в грунтовій товщі відкладенням його із мінералізованих грунтових вод при досягненні ними насичення щодо сульфату кальцію або при взаємодії шару, який містить вапно, з сульфатно-натрієвими водами. Характерне для багатьох грунтів напівсухих і сухих зон. Карбонатизація – процес вторинної акумуляції карбонату кальцію у грунтовій товщі відкладенням його із мінералізованих грунтових вод при досягненні ними насичення карбонатом чи гідрокарбонатом кальцію або при обробці гіпсовмісного шару лужними содовими водами. Часто спостерігається в алювіальних, лугових грунтах, що формуються на безкарбонатних материнських породах. 
Орудніння – процес гідрогенного накопичення оксидів заліза і марганцю різного ступеня гідратації у товщі грунту з утворенням “залізистого солончаку” або “рудякового горизонту”, ортзанду, ортштейну, болотної руди, залізисто-марганцевих конкрецій. Характерний для багатьох гідроморфних і напівгідроморфних грунтів. Окремніння – процес гідрогенного накопичення кремнезему у товщі грунту і цементації ним грунтових відокремлень, який має місце в області циркуляції лужних розчинів. Часто відбувається в солодях та осолоділих грунтах. Латеритизація – процес внутрігрунтового озалізнення з утворенням потужних конкреційних або панцирних прошарків різної будови (пізолітового, вермикулярного, шлакоподібного). Характерний для багатьох грунтів тропіків.  Олуговіння – акумулятивний процес, який пов’язаний із дією різних грунтових вод на нижню частину профілю при доброму загальному дренажі, що веде до підвищення зволоження грунту без його заболочення, росту гумусованості грунту і забезпеченості елементами живлення рослин; це дерновий процес у поєднанні з грунтовим зволоженням при доброму дренажі. Характерний для багатьох типів грунтів, у тому числі для лугово-чорноземних, лугово-каштанових, лугових тощо. 
Кольматаж – гідрогенний процес накопичення скаламученого у воді матеріалу, який накриває поверхню грунту і пори верхніх шарів: природний кольматаж має місце при підводному і алювіальному гідроакумулятивному грунтоутворенні, при намиві грунтів під схилами; деякі грунти кольматуються штучно з метою підняття їх родючості; постійно йде кольматаж на зрошуваних грунтах, особливо при поливах напуском.

В. Метаморфічні ЕГП. Це група процесів трансформації породоутворюючих мінералів на місці (in situ) без елювіально-ілювіального перерозподілу компонентів у грунтовому профілі. Для даної групи процесів вводиться поняття внутрішньогрунтового вивітрювання. До грунтових процесів вони відносяться тільки в межах грунтового профілю. 
Сіалітизація – процес внутрішньогрунтового вивітрювання первинних мінералів з утворенням і відносним накопичення in situ вторинної глини сіалітного складу (SiО2:R2О3 > 2,5). Характерно для більшості грунтів бореального та суббореального вологих поясів. 
Монтморилонізація – процес внутрішньогрунтового вивітрювання первинних мінералів з утворенням і відносним накопиченням вторинної глини монтморилонітового складу. Характерно для багатьох грунтів тропічного і субтропічного поясів. 
Фералітизація – процес внутрішньогрунтового вивітрювання первинних мінералів з утворенням і накопиченням in situ вторинної глини фералітного складу (SiО2:R2О3 < 2,5; Fe2О3 < Al2О 3). Спостерігається у цілого ряду тропічних і субтропічних грунтів. Ферсіалітизація – процес накопичення рухомих сполук заліза у вигляді Fe(OH)3 і Fe2О3 на фоні оглинення (сіалітизації), зумовленого декарбонатизацією (SiО2:Al2О3 > 2; Fe2О3 > A12О3) [ 1 ].

Ферітизація (рубефікація) – процес необерненої коагуляції і наступної кристалізації колоїдних гідрооксидів заліза у грунтовому профілі внаслідок інтенсивного періодичного просихання грунту в сухий і жаркий період року після привнесу їх і відкладення протягом вологого періоду (часто трапляється в коричневих та інших типах субтропічних і тропічних грунтів). 
Озалізнення – процес вивільнення заліза із решіток мінералів при вивітрюванні та його осадження in situ в порах і тріщинах у вигляді автохтонних кутан, зерен, мікроагрегатів і згустків гідрооксидів, який супроводжується побурінням або почервонінням грунтоутво-рюючої породи.  Оглеєння – процес метаморфічного перетворення мінеральної грунтової маси внаслідок постійного або подовженого періодичного перезволоження грунту, що призводить до інтенсивного розвитку відновних процесів при обов’язковій участі анаеробних мікроорганізмів та наявності органічної речовини. Характеризується відновленням елементів зі змінною валентністю, руйнуванням первинних мінералів, синтезом вторинних мінералів типу алюмоферрісилікатів, де залізо знаходиться в закисні формі. Останні надають грунту сизого, голубого, зеленкуватого забарвлення. Характерно для болотних, інших гідроморфних грунтів, менш інтенсивно проявляються в на-півгідроморфних різновидах зональних грунтів (дернові глейові, дерново-підзолисті глейові, лугово-чорноземні тощо). 

Злитизація – процес зворотної цементації монтморилонітово-глинистих грунтів в умовах періодичного чергування інтенсивного зволоження і висихання, який супроводжується зміною набрякання і просідання з утворенням інтенсивної вертикальної тріщинуватості. Характерно для багатьох злитих грунтів – вертисолей, чорноземів злитих тощо. 
Оструктурювання – процес розділення грунтової маси на агрегати різного розміру та форми знаступним зміцненням їх і формуванням внутрішньої будови структурних відокремлень.

Г. Елювіальні ЕГП – це група процесів, зв’язаних із руйнуванням або перетворенням грунтового матеріалу у специфічному елювіальному горизонті з виносом із нього продуктів руйнування або трансформації низхідними водами або латеральними (боковими) токами води, внаслідок чого елювіальний горизонт робиться збідненим на ті чи інші сполуки і відносно збагаченим залишеними на місці іншими сполуками або мінералами. 

Вилуговування – процес збіднення того чи іншого горизонту грунту або профілю в цілому основами (лугами і лужними землями) внаслідок виходу їх із кристалічної решітки мінералів або органічних сполук, розчинення і виносу водою, що просочується. Вплутувані з верхніх горизонтів основи можуть бути винесені за межі грунтового профілю або акумульовані в розміщеному нижче ілювіальному горизонті. Часткові прояви цього процесу – декарбонізація (сірі лісові грунти, чорноземи вилугувані) та розсолення (солонці, солоді). Опідзолення – кислотний гідроліз мінералів під впливом кислих органічних речовин, що утворюються під лісовою рослинністю, виніс продуктів гідролізу вниз по профілю в умовах гумідного клімату і промивного водного режиму із залишковою акумуляцією в опідзоленому (підзолистому) горизонті кремнезему і збідненням його на мул, алюміній, залізо й основи. Горизонт набуває легкого гранулометричного складу та білястого забарвлення Характерно для підзолистих, дерново-підзолистих, сірих лісових грунтів, чорноземів опідзолених та багатьох інших типів грунтів. 

Відмулювання (лесиваж, обезмулювання, ілімеризація) – процес пептизації, відмивання мулистих і тонкопилуватих частинок з поверхні зерен грубозернистого матеріалу або з мікроагрегатів і виніс їх у незруйнованому стані із елювіального горизонту. Характерно для сірих лісових, бурих лісових грунтів, йде паралельно з опідзолен-ням у багатьох типах опідзолених грунтів. 

Псевдоопідзолення – процес утворення освітленого елювіального горизонту внаслідок сумісної дії лесиважу і поверхневого оглеєння. 
Псевдооглеєння (глеє-елювіювання) – процес внутрішньогрунтового руйнування мінералів під впливом поверхневого або підповерхневого оглеєння під дією періодичного перезволоження верховодкою при її сезонному утворенні на водоупорному ілювіальному горизонті або первинному більш важкому нижчому шарі двочленної грунтоутворюючої породи. З поверхневого глеє-елювіального горизонту виносяться продукти руйнування при опусканні рівня грунтових вод. 
Осолодіння – процес руйнування мінеральної частини грунту під дією лужних розчинів (солей натрію) з накопиченням решток аморфного кремнезему і виносом із елювіального (осолоділого) горизонту аморфних продуктів руйнування. Характерно в першу чергу дня солодей і різних типів осолоділих грунтів [ 1-4 ].

Д. Ілювіально-акумулятивні ЕГП – група процесів акумуляції речовин у середній частині профілю елювіально-диференційованих грунтів, трансформація і закріплення винесених із елювіального горизонту сполук. Кожному елювіальному процесу може відповідати свій ілювіальний процес, якщо елювіювання не виходить за межі грунтового профілю. 
Глинисто-ілювіальний процес – процес ілювіального накопичення мулистих частинок, які винесені в процесі лесиважу. 
Гумусово-ілювіальний процес – процес ілювіального накопичення гумусу, винесеного із підстилки або з елювіального горизонту. 
Залізисто-ілювіальний процес – процес ілювіального накопичення сполук (оксидів) заліза, винесених із елювіального горизонту в іонній, колоїдній або зв’язаній з органічною речовиною формах. Алюмо-гумусо-ілювіальний процес – процес ілювіального накопичення аморфних оксидів алюмінію разом з гумусом, винесеним із елювіального горизонту. 
Залізисто-гумусо-ілювіальний процес – процес ілювіального накопичення аморфних оксидів заліза разом з гумусом, винесених вниз із елювіального горизонту, характерний для піщаних підзолів. 
Al-Fe-гумусо-ілювіальний процес – процес ілювіального накопичення аморфних оксидів алюмінію і заліза разом з гумусом, винесених вниз із підстилки або елювіального горизонту, характерний для підзолів. 
Карбонатно-ілювіальний процес – процес накопичення СаСО3 в середній або нижній частині профілю, який мігрує під впливом вилуговування чи міграції карбонатів. Характерний для сірих лісових, чорноземів та багатьох інших типів грунтів.

 Змішана група процесів механічного перемішування грунтової маси під впливом різних факторів і сил як природних, так і антропогенних. 
Самомульчування – процес утворення малопотужного поверхневого пухкого дрібнобрилистого (горіхуватого) горизонту при інтенсивному просиханні злитих грунтів, який чітко відокремлений від розміщеної нижче злитої грунтової маси; самомульчований шар існує лише у сухому стані, повністю зливаючись з лежачим нижче грунтом при зволоженні. 
Розтріскування – процес інтенсивного стискання грунтової маси при її висушуванні з утворенням вертикальних тріщин на ту або іншу глибину, який веде до перемішування грунту і його гомогенізації на глибину розтріскування у одних грунтах, або навпаки -до утворення гетерогенних профілів з різним складом і будовою.  Кріотурбація – процес морозного механічного переміщення одних грунтових мас відносно інших у межах якогось горизонту або профілю в цілому з утворенням специфічної кріотурбаційної будови.  Пучення – виливання на поверхню тиксотропної грунтової маси в умовах кріогенезу (вічної мерзлоти). 
Біотурбація – перемішування грунту тваринами-землерийками, які живуть у ньому. Вітровальна педотурбація – процес перемішування маси різних грунтових горизонтів при вітровальних лісових вивалах, які призводять до суттєвої гетерогенності грунтового профілю. 
Агротурбація – різного типу механічне перемішування, розпушування або, навпаки, ущільнення грунту сільськогосподарськими знаряддями і машинами в практиці землеробства [ 1-2 ].

Є. Деструктивні ЕГП – група процесів, що ведуть до руйнування грунту як природного тіла і до знищення його. 
Ерозія – процес механічного руйнування грунту під дією поверхневого стоку атмосферних опадів, яка розділяється на: 
а) площинну ерозію, або ерозію змиву; 
б) лінійну ерозію, або ерозію розмиву: 
в) іригаційну ерозію при необережному зрошенні грунтів на схилах. 
Дефляція – процес механічного руйнування грунту під дією 
вітру, який особливо інтенсивно проявляється на легких грунтах, інколи на суглинках і глинах, особливо при їх пилуватому складі (пилові бурі). 
Стягнення – антропогенний процес зняття грунту у верхніх частинах схилу з поступовим переміщенням його у нижні при машинному обробітку грунту вподовж схилу.  Захоронения – засипка грунту якимось матеріалом, принесеним зі сторони, до такої міри, що в ньому зупиняється грунтоутворюючий процес, а нове грунтоутворення починається уже з поверхні наносу. Захоронений грунт є при цьому реліктом.

Поняття про тип грунтоутворення було введене в науку ще на початку століття, проте його конкретний зміст розумівся не всіма вченими однаково, 
Низка вчених вважає, що тип грунтоутворення повністю співпадає з типом грунту. К.Д.Глінка (1927), С.С.Неуструєв (1930), В.Кубієна (1970) та інші вважали, що типів грунтоутворення значно менше, чим існуючих типів грунту. К.Д.Глінка та С.С.Неуструєв виділяли 5 типів грунтоутворення (латеритний, підзолистий, солонцевий, болотний, степовий). В.Кубієна виділяв 9 типів грунтоутворення. Він вважав, що один і той же тип грунтоутворення може проявлятися у декількох типах грунту, причому у різних комбінаціях та з різною інтенсивністю. Так, сполучення підзолистого та болотного типу грунтоутворення формує болотно-підзолисті грунти, степовий та підзолистий – сірі лісові і т.п.  Формування грунту того чи іншого типу – результат дії різних, нерідко протилежних за направленістю процесів. А тому для кожного ГТГ відповідає свій комплект ЕГП (набір всіх ЕГП, які в тій чи іншій мірі впливають на загальний процес грунтоутворення на даній території), а відповідно кожному генетичному типу грунту відповідає свій тип грунтоутворення. Згідно з цією концепцією, тип грунту та тип грунтоутворення – поняття одного порядку. 
На сьогодні поняття типу грунтоутворення найбільше пов’язується з наявністю або домінуванням того чи іншого профілетворного ЕГП, спільного для низки грунтових типів. Проте для складних повнопрофільних розвинутих грунтів досить часто важко виділити домінуючий ЕГП. Тому поняття “тип грунтоутворення” та широкі надтипові поняття (підводне, алювіальне, гідроморфне, автоморфне, гірське, ерозійне, кріогенне, степове, болотне, лісове, культурне грунтоутворення) поки що використовуються в грунтознавстві не зовсім строго та одноманітно. Більш строго поняттям служить “тип грунту” і пов’язаний з ним комплект ЕГП [ 1-3 ].

Життєві процеси в ґрунті залежать від його вологості, однак не вся волога доступна рослинам та іншим мешканцям ґрунтів. Виділяють чотири форми стану ґрунтової води:

1) гігроскопічну;

2) капілярну неадсорбовану;

3) капілярну адсорбовану;

 4) капілярну гравітаційну

Гігроскопічна вода зароджується у водяних парах, які огортають частинки ґрунту тонкою плівкою. Ця вода недоступна для рослин і тварин. Не використовується організмами і капілярна неадсорбована вода, яка заповнює пори з діаметром менше 0,2 мк і міцно там утримується. Як перша, так друга вода є значною мірою плівкою і разом вони утворюють так звану мертву воду.
Активно поглинається рослинами капілярна адсорбована вода, яка знаходиться в шпаринах діаметром 0,2-0,8 мк. її ще називають підвішеною. Вона також підтримує активність бактерій і найпростіших мікроорганізмів. Ця вода нагромаджується в період між дощами і підтримує вологість ґрунтового повітря.

Гравітаційна вода частково нагромаджується в крупних порах ґрунту.
Вода стікає в нижчі яруси під силою тяжіння: в добре дренованих піщаних ґрунтах швидко, в щільних глинистих – повільно. Якщо вона й затримується на якийсь час, то лише в порах, а не в капілярах. Ця вода доступна рослинам, якщо вони встигають її використати, особливо це стосується добре дренованих піщаних ґрунтів.
До понять, які характеризують доступність ґрунтової води для рослин, належать такі: капілярний потенціал, утримувальна здатність (утримувальна здатність в полі), точка тимчасового в’янення і точка стійкого в’янення (дорівнює 4,2 капілярних потенціалів).
Вся волога, яка утримується силами більшими, ніж всмоктувальна сила кореневих волосків, недоступна рослинам. До речі, всмоктувальна сила коріння багатьох сільськогосподарських культур становить близько 15 атм. (повітря в шинах легкового автомобіля накачують приблизно до 2 атм.). Якщо вся доступна волога використана, рослини в’януть. Отже, вологість ґрунту, при якій проявляється стійке в’янення рослин, називають вологістю в’янення. Цей лімітуючий екологічний фактор повністю пов’язаний із водним режимом ґрунту, який являє собою усю сукупність явищ надходження вологи в ґрунт, її переміщення, утримання в ґрунтових горизонтах і витрачання з ґрунту. Кількісно виражається через водний баланс, який характеризує надходження вологи до ґрунту і витрачання з нього.
Важливу роль відіграє здатність рослин економити воду шляхом зміни ефективності транспірації, яка виражається в грамах сухої органічної продукції на 1 кг затраченої при цьому води. Для багатьох сільськогосподарських культур цей показник становить 2 г, для сухолюбних (просо, сорго) – 4 г. В умовах дефіциту ґрунтової води загострюється міжвидова і внутрівидова конкуренція рослин за вологу, що є часто причиною загибелі дерев і підросту в лісових насадженнях, особливо в степовій зоні. До речі, надмірна вологість може бути також шкідливою для рослинних угруповань, оскільки призводить до їх вимокання і водночас до створення негативного екоклімату для багатьох ґрунтових тварин.
Існує чимало класифікацій залежності рослин, зокрема деревних, від ґрунтової вологи. Відома шкала вологолюбності дерев російського лісівника М.К. Турського, який поставив їх в ряд, починаючи з найвимогливіших: вільха чорна, ясен, клен, бук, граб, в’яз, липа, осика, смерека, ялиця, модрина, береза, сосна [ 1-3 ].

Детальну диференціацію в своїй шкалі вологолюбності деревних і чагарникових порід зробив український лісівник-еколог П.С.Погребняк, який згрупував рослини за ступенем зростання вологолюбності так:
Ультраксерофіти (крайні сухолюби) – ростуть в посушливих районах: саксаул, ялівець, фісташка, дуб пухнастий, дуб корковий, грабинник.
Ксерофіти (сухолюби) – пристосовані до значних втрат вологи, ростуть в умовах недостатнього зволоження: сосна кримська, сосна звичайна, сосна Банкса, айлант, лох, обліпиха, скумпія, абрикос, в’яз дрібнолистий, верба-шелюга.

Ксерофіти
Мезоксерофіти – перехідна група від сухолюбів до порід середньої вимогливості до вологи: дуб звичайний, дуб сидячецвітий, берека, груша звичайна, чорноклен, клен польовий, клен гостролистий, берест, гледичія, черешня, яблуня.
Мезофіти – середні за вимогливістю до зволоження і посухостійкості: липа, граб, ясен, горіх, модрина, бук, каштан їстівний, каштан кінський, береза повисла, осика, сосна кедрова, сосна Веймутова, ялиця, дугласія, ільм, бархат амурський, ліщина, бузина.

Мезогігрофіти – породи, які потребують достатнього зволоження: в’яз, черемха, осокір, верба козяча, верба срібляста, верба ламка, береза пухнаста, крушина ламка, птерокарія, вільха сіра, айва.
Гігрофіти (вологолюби) – дуже чутливі до посухи, ростуть лише в умовах надмірного зволоження, витримуючи нестачу кисню в ґрунті: болотний екотип ясена, верба сіра, верба вухаста, верба лапландська, кипарис болотний, береза чагарникова, вільха чорна.

Ґрунтове повітря, незважаючи на його постійний зв’язок з атмосферним, має свої особливості. Постійним є лише відносний вміст азоту, але це не стосується кисню і вуглекислого газу, оскільки їх кількісний стан неоднаковий. З глибиною кількість кисню зменшується (деколи до нуля), вміст вуглекислого газу, навпаки, зростає (від 0,03% біля поверхні до 20% в глибині достатньо багатих на гумус ґрунтів). Приблизною межею переходу від аеробних до анаеробних умов життя в ґрунті приймається 5%-й вміст кисню в ґрунтовому повітрі дерново-підзолистих ґрунтів і 2,5%-й в повітрі чорноземів. На цій межі відбувається зміна ґрунтової флори з аеробної на анаеробну, що зумовлює збільшення захисних форм заліза, сповільнення розкладу органічних речовин та ін. Якщо кисень дифундує від поверхні в глибину, то вуглекислий газ – з глибини до поверхні. Виділення СО2 з поверхні ґрунту є мірою його активності: вона нижча в сосновому лісі (близько 3,1г СО2/м кв) і вища в листяних лісах (17-19 г). Виділення СО2 з ґрунту в приземний шар атмосфери прийнято називати диханням ґрунту. СО2, який надходить з ґрунту, споживається рослинами в процесі фотосинтезу.
Ґрунтове повітря відрізняється динамічністю, особливо динамічними, як бачимо з попередніх прикладів, є О2 і СО2. їх вміст в ґрунті, а також швидкість газообміну між ґрунтом і атмосферою сильно коливаються залежно від інтенсивності споживання кисню рослинами і продукування вуглекислого газу ґрунтовими мікроорганізмами. В ґрунтовому повітрі може міститись СО2 в десятки і сотні разів більше, ніж в атмосферному повітрі, а концентрація кисню може знижуватись з 20,9 до 15 – 10% і нижче.
В ґрунтовому повітрі в невеликих кількостях постійно присутні леткі органічні сполуки (етилен, метан та ін.), концентрація яких збільшується з погіршенням аерації. Відомо, що підвищення концентрації етилену в повітрі понад 0,01% є токсичним для коріння. В ґрунтовому повітрі заболочених і болотних ґрунтів у помітних кількостях трапляється аміак, водень, метан.
Важливим показником умов місцезростання рослин є газообмін або аерація, які здійснюються через пори ґрунту, що з’єднані між собою і атмосферою. До факторів газообміну належать: дифузія (переміщення газів відповідно до їх парцелярного тиску), надходження вологи до ґрунту з опадами або при зрошуванні, зміна температури ґрунту і атмосферного тиску, вплив вітру, зміни рівня ґрунтових вод. Усі ці фактори стосуються повітряного режиму ґрунтів – сукупності усіх явищ надходження повітря до ґрунту, переміщення його в профілі ґрунту, зміни складу і фізичного стану при взаємодії з твердою, рідкою і живою фазами ґрунту, а також газообміну ґрунтового повітря з атмосферним. Повітряний режим, який є чутливим до добової, сезонної, річної і багаторічної мінливостей, найсприятливіший у структурних ґрунтах, які характеризуються пухким складом, здатним швидко проводити і перерозподіляти воду і повітря. Повітряний режим регулюють за допомогою агротехнічних і меліоративних заходів [ 1 -3].

Оскільки грунт є верхньою частиною кори вивітрювання літосфери, то саме він майже повністю успадковує її хімічний склад (табл. 6). Проте саме майже повністю, а не на 100 відсотків, оскільки внаслідок впливу живої речовини вміст деяких елементів зазнає кардинальних змін у порівнянні з літосферою.

Отже, як у літосфері, так і в грунті близько половини займає кисень. Друге місце (майже четверта частина) – кремній. Приблизно десяту частину – алюміній та залізо. Всього лише декілька відсотків займають кальцій, магній, натрій, калій. На всі інші елементи, за винятком вуглецю, припадає менше одного відсотка. Окрім елементів, у грунті наявна вода, гази та органічні речовини. Проте необхідно зауважити, що суттєві зміни у вмісті біогенних елементів пов’язані з живою фазою. Зокрема, вуглецю у грунтах в понад 20 разів більше, ніж у літосфері, а азоту – у 10. Оскільки водень є елементом води, то і його вміст у педосфері вищий. 
У більшості випадків грунти майже на 90% представлені мінеральними ЕГЧ, а тому їх валовий хімічний склад буде визначатись в основному складом і кількісним співвідношенням мінералів. Серед основних мінералів крупну фракцію складають кварц і польові шпати, а тонкодисперсну – глинисті алюмосилікати. Відповідно до цього, у валовому хімічному складі грунтів переважають кисень і кремній, менше алюмінію, дуже мало заліза, титану, кальцію та натрію, інші елементи – у мікрокількостях. 
Хімічний склад варіює з глибиною. Різниця у валовому хімічному складі окремих горизонтів грунтового профілю використовується для визначення хімічного перетворення породи. Елювіально-ілювіальний профіль характеризується тим, що в елювіальному горизонті спостерігається збіднення півтораоксидами й збагачення кремнеземом; в ілювіальному спостерігається зворотна картина. Разом з цим, однаковий профіль за хімічним складом може формуватись під впливом таких елементарних грунтотворних процесів (ЕГП): опідзолення, знемулення, лесиваж, відбілювання (зняття залізних плівок з крупних частинок у верхній частині профілю та їх перенесення у нижню, ілювіальну), осолодіння (руйнування мінералів у лужному середовищі у верхній частині та виніс продуктів руйнування до ілювіальної частини), глеє-елювіальний процес (руйнування мінералів у відновних умовах у верхній частині профілю та винесення продуктів руйнування в ілювіальну). Отже, напрямок та інтенсивність прояву грунтотворного процесу безпосередньо впливає на перерозподіл хімічного складу по профілю. Тому за характером профільних змін валового хімічного складу можна проводити діагностику ґрунтоутворення [ 1-3 ].

Для розуміння причин формування особливостей валового хімічного складу грунту і його варіювання по профілю завжди необхідно враховувати, що вміст окремих елементів визначається присутністю їх у грунті в складі різноманітних конкретних мінеральних і органічних сполук.

Кремній. Вміст цього елемента визначається в основному присутністю в грунті кварцу й у меншій мірі первинних і вторинних силікатів і алюмосилікатів. У ряді випадків може бути присутнім, у тому числі й у великих кількостях, аморфний кремнезем у вигляді опала або халцедону, генезис і накопичення яких у грунті зв’язані з біогенними (опалові фітолітарії, спікули губок, кістяки діатомей і т.п.) або гідрогенними (окремніння грунтів) процесами. Валовий вміст SiО2 у грунті коливається від 40-70% у глинистих грунтах до 90-98% у піщаних, тоді як у фералітних грунтах тропіків може бути і набагато нижчим.

Алюміній. Вміст алюмінію в грунтах зумовлений в основному присутністю польових шпатів, глинистих мінералів і почасти деяких інших, багатих», алюмінієм первинних мінералів, наприклад, слюд, епідотів, граната, корунду. Може бути присутнім і у вільному глиноземі, у вигляді різноманітних гідроксидів алюмінію (діаспор, беміт, гідраргаліт) в аморфній або кристалічній формі. Валовий вміст А12O3 у грунтах звичайно коливається від 1-2 до 15-20%, а у фералітних грунтах тропіків і бокситах може перевищити 40%.

Залізо. Цей елемент присутній у грунтах у складі як первинних, так і вторинних мінералів, будучи компонентом магнетиту, гематиту, титаномагнетиту, глауконіту, рогових обманок, піроксенів, біотиту, хлоритів, глинистих мінералів, мінералів групи оксидів заліза. Багато в грунтах міститься й аморфних сполук заліза, особливо різноманітних гідроксидів (гетит, гідрогетит і ін.). Загальний вміст у грунті Fe2O3 коливається в дуже широких межах (у %): від 0,5-1,0 у кварцово-піщаних грунтах і 3-5 у грунтах на лесах до 8-10 у грунтах на елювії щільних феромагнезіальних порід і до 20-50 у фералітних грунтах і латеритах тропіків. У грунтах також часто спостерігаються залізисті конкреції і прошарки. 
За С.В.Зонном (1982), сполуки цього елементу в грунтах представлені такими формами: 

1) силікатним залізом, що входить до складу кристалічних решіток:

а) первинних мінералів;

б) вторинних (глинистих) мінералів;

2) несилікатним (вільним) залізом:

а) слабко або сильно окристалізованим залізом оксидів і гідроксидів;

б) залізистих і гумусово-залізистих аморфних сполук;

в) обмінних і воднорозчинних рухливих сполук.

Кальцій. Вміст Са в безкарбонатних суглинистих грунтах складає 1-3% і визначається в основному присутністю глинистих мінералів тонкодисперсних фракцій, а також гумусом і органічними залишками, у зв’язку з чим спостерігається тенденція до біогенного збагачення кальцієм верхньої органо-акумулятивної частини профілю. Однак у ряді випадків його підвищений валовий вміст може бути зумовлений присутністю у великих фракціях уламків карбонатних порід і первинних мінералів, кальцієвмісних мінералів (кальциту, гіпсу, основних плагіоклазів та ін.). У грунтах сухостепової й аридної зон підвищений валовий вміст кальцію може бути зумовлений утворенням і накопиченням вторинного кальциту або гіпсу в процесі грунтоутворення. Багато кальцію може акумулюватись в грунті гідрогенним шляхом, аж до утворення вапняних або гіпсових кір.

Магній. Валовий вміст Mg у грунті звичайно близький до вмісту Са й зумовлений головним чином присутністю глинистих мінералів, особливо монтморилоніту, вермикуліту, хлориту. У крупних фракціях магній міститься в уламках доломітів, олівіні, рогових обманках, піроксенах; у грунтах аридної зони багато магнію акумулюється при засоленні грунтів у вигляді хлоридів і сульфатів.

Калій. Вміст К2O складає в грунтах 2-3%. Цей елемент присутній частіше в глинистих мінералах тонкодисперсних фракцій, особливо в гідрослюдах, а також у складі таких первинних мінералів крупних фракцій, як біотит, мусковіт, калієві польові шпати. Поряд із кальцієм, калій відноситься до числа органогенів, необхідних для розвитку рослин; у ряді випадків калій може бути в дефіциті, у зв’язку з чим його внесення в грунт позитивно позначається на родючості[ 1-3 ].

Натрій. Валовий вміст у грунті Na2O лежить біля 1-3%. У грунті натрій присутній у складі первинних мінералів, переважно в натрієвмісних польових шпатах. Вміст Na2O в окремих складових крупних фракцій може досягати 5-6%, тоді як у мулистій фракції не перевищує 0,5-1%. У засолених грунтах сухостепової й аридної зон у значних кількостях може бути присутнім у вигляді хлоридів або входити в поглинальний комплекс грунтів, у зв’язку з чим вміст Na2O у цьому випадку зростає до декількох відсотків. У грунті дефіциту цього елемента звичайно не спостерігається; присутність натрію в підвищених кількостях у складі рухливих сполук зумовлює формування несприятливих фізичних і хімічних властивостей грунту.

Марганець. Вміст Мn складає в грунті лише декілька десятих або навіть сотих часток відсотка й зумовлений присутністю марганцевих конкрецій, що утворилися в результаті мікробіологічної діяльності. У розсіяному вигляді марганець може входити до складу деяких первинних мінералів (олівінів, піроксенів, епідоту).

Сірка. Вміст S у грунті звичайно не перевищує декількох десятих відсотка. Сірка в грунті присутня у складі різних органічних сполук як рослинного, так і тваринного походження; у засолених грунтах при наявності значних кількостей сульфатів валовий вміст S може зростати до декількох відсотків. Підвищений вміст сірки у вигляді рухомих сполук може спостерігатися при забрудненні грунтів промисловими відходами (випадання з опадами газоподібних викидів сполук сірки). У крупних фракціях грунту сірка присутня у складі сульфідів (пірит), гіпсу, вторинних сполук заліза (II), що утворюються при болотному процесі.

Вуглець, азот, фосфор. Ці елементи належать до числа найважливіших органогенів. Присутність їх у грунті (перших двох практично цілком) зобов’язана впливу живої речовини і процесам грунтоутворення.

Вуглець. У грунті він міститься в основному в складі гумусу, а також органічних залишків. Багато вуглецю може знаходитися в складі карбонатів. Вміст вуглецю в грунті коливається від часток відсотка в бідних органічною речовиною піщаних грунтах до 3-5 і навіть 10% – у багатих гумусом чорноземах (у торф’янистих і торф’яних горизонтах до десятків відсотків). Значна частина грунтів, що використовуються у землеробстві, потребує внесення вуглецю у вигляді органічної речовини.

Азот. Так само, як і вуглець, азот майже цілком зв’язаний у грунті з його органічною частиною – гумусом і складає 1/10-1/20 від вмісту вуглецю. Незважаючи на невелику кількість (не більш 0,3-0,4, часто 0,1 і менше відсотка), азот відіграє надзвичайно важливу роль у родючості грунтів, тому що він життєво необхідний рослинам, для яких він доступний тільки у формі нітратного й амонійного іонів. Більшість культурних грунтів потребує систематичного внесення цього елемента. У природних умовах поповнення в грунті резервів азоту в доступних для рослин формах здійснюється азотфіксуючими бактеріями.

Фосфор. Є у грунті в дуже незначних кількостях: валовий вміст Р205 складає не більш 0,1-0,2%. Фосфор життєво важливий для рослин, але в більшості грунтів, особливо в піщаних, знаходиться в різкому дефіциті, у зв’язку з чим необхідно систематично вносити фосфор в грунт, особливо при їхньому інтенсивному використанні в сільськогосподарському виробництві. У грунті фосфор є у складі гумусу, органічних залишків, у мінеральній частині грунтів у складі апатиту, вторинного болотного мінералу – вівіаніту.

Поряд із перерахованими макроелементами, в грунті в дуже невеликих кількостях (тисячні частки відсотка) присутні розсіяні елементи і мікроелементи, однак вони надзвичайно важливі для життєдіяльності рослин. Валовий вміст цих елементів переважно пов’язаний із вмістом у грунті первинних мінералів, почасти глинистих мінералів і органічної речовини. 
Спостерігається така приуроченість найважливіших мікроелементів і розсіяних елементів до первинних мінералів: Ni, Co, Zn – авгіт, біотит, ільменіт, магнетит, рогова обманка; Си – авгіт, апатит, біотит, гранати, калієві польові шпати, плагіоклази; V – авгіт, біотит, ільменіт, мусковіт, рогова обманка, сфен; Рb – авгіт, апатит, біотит, калієві польові шпати, мусковіт; Li – авгіт, біотит, рогова обманка, турмалін; В – турмалін; Zr – циркон; рідкоземельні елементи – епідот, монацит. 
Носіями мікроелементів і розсіяних елементів у крупних фракціях грунтів можуть бути також зерна кварцу й уламків порід, що містять кварц, тому що в них нерідко зустрічаються субмікроскопічні вкраплення перерахованих первинних мінералів. 
Хімічний склад грунтів впливає на їхню родючість як безпосередньо, так і визначаючи ті або інші властивості грунту, що мають вирішальне значення в житті рослин. З одного боку, це може бути дефіцит певних елементів живлення рослин, наприклад, фосфору, азоту, калію, заліза, деяких мікроелементів; з іншого – токсичний для рослин надлишок, як у випадку засолення грунтів.

У процесі грунтоутворення відбуваються дуже істотні перетворення хімічного складу вихідних материнських порід, що пов’язані з цілою серією загальних грунтових процесів: 
1) перехід хімічних елементів з одних сполук в інші в зв’язку з мінеральними перетвореннями; 
2) надходження елементів з атмосфери з опадами й імпульверизацією; 
3) винос елементів низхідним рухом води в грунтові води і далі в гідрографічну мережу, у кінцевому рахунку – в океан; 
4) привнесення елементів із грунтовими водами; 
5) циклічне залучення елемента в біологічний кругообіг. 
Тому профіль грунтів завжди у певній мірі диференційований за хімічним складом.

 

Література:

1.                Ґрунтознавство: Підручник / Д.Г. Тихоненко, М.О. Горін, М.І. Лактіонов та ін.; за ред. Д.Г. Тихоненка. — К.: Вища освіта, 2005.

2.                Грунтознавство: Підручник /  Назаренко I.I., Польчина С.М., Нiкорич В.А.  — Книги-XXI, 2004.

3.                Польчина СМ. Грунтознавство. Головні типи грунтів. Ч. 1, 2. – Чернівці: Рута, 2000, 2001.

4.                Чорний І.Б. Географія грунтів з основами грунтознавства. – К.: Вища шк., 1995.