ВБИРНА ЗДАТНІСТЬ, КИСЛОТНІСТЬ І ЛУЖНІСТЬ ҐРУНТІВ. ВИЗНАЧЕННЯ РН ВОДНОЇ ВИТЯЖКИ (АКТИВНОЇ КИСЛОТНОСТІГРУНТУ) КОЛОРИМЕТРИЧНИМ МЕТОДОМ. ВИЗНАЧЕННЯ РН СОЛЬОВОЇ ВИТЯЖКИ (ОБМІННОЇ КИСЛОТНОСТІ ГРУНТУ) МЕТОДОМ ДАЙКУХАРА. ВИЗНАЧЕННЯ ГІДРОЛІТИЧНОЇ КИСЛОТНОСТІ ГРУНТУ.

ВБИРНА ЗДАТНІСТЬ, КИСЛОТНІСТЬ І ЛУЖНІСТЬ ҐРУНТІВ. ВИЗНАЧЕННЯ РН ВОДНОЇ ВИТЯЖКИ (АКТИВНОЇ КИСЛОТНОСТІГРУНТУ) КОЛОРИМЕТРИЧНИМ МЕТОДОМ. ВИЗНАЧЕННЯ РН СОЛЬОВОЇ ВИТЯЖКИ (ОБМІННОЇ КИСЛОТНОСТІ ГРУНТУ) МЕТОДОМ ДАЙКУХАРА. ВИЗНАЧЕННЯ ГІДРОЛІТИЧНОЇ КИСЛОТНОСТІ ГРУНТУ.

 

 

Грунт – біокосний геокомпонент географічної оболонки (біосфери, – при моноцентричному підході), переважно сформований у приповерхневій частині Землі і який на глобальному масштабному рівні утворює специфічну оболонку – педосферу [4] .

Роль грунту у навколишньому природному середовищі (залежно від сутнісних, просторових та часових особливостей)

Середовище й умова існуван­ня рослинності, тварин і мікроорганізмів, значною мірою це об’єкт забезпечення життя на Землi

З ґрунту рослини (а через них тварини i людина) отримують елементи мiнерального живлення i воду для створення бiомаси. В ґрунтi акумулюються необхiднi органiзмам бiофiльнi елементи в доступних для них формах хiмiчних сполук. Без ґрунту iснування природних асоцiацiй живих органiзмiв на Землi неможливе. Ґрунт – це наслiдок життя i водночас умова його iснування.

Забезпечення кругообігових та циклічних процесів, зокрема це забезпечення постійної взаємодії великого геологічного та малого біологічного кругообігу (циклів) речовин на земній поверхні.

Ґрунт як природне тіло складається з чотирьох фізичних фаз: твердої, рідкої, газоподібної та живої (сукупність організмів, що населяють його).
Тверда фаза ґрунту — це його основа, матриця, що сформувалася протягом довготривалого процесу ґрунтоутворення на продуктах вивітрювання материнської гірської породи. Розрізняють продукти вивітрювання, які не зазнали переміщення у просторі _ елювій, і ті, які привнесені зі сторони чинниками екзогенної міграції речовин (з водою або вітром) — делювій. Тверда фаза складається з так званих первинних мінералів (уламків гірської породи різної величини і форми) і вторинних продуктів ґрунтоутворення: рослинних решток, продуктів їх часткового розкладання, гумусу, вторинних глинистих мінералів, простих солей та оксидів, переважно кремнію, алюмінію і заліза. Вона характеризується гранулометричним (механічним), мінералогічним та хімічним складом, з одного боку, та складенням, структурою і пористістю — з іншого. Часточки ґрунту різного розміру називаються механічними елементами. Вони мають різний мінералогічний та хімічний склад. Так, грубі часточки переважно складаються з кварцу, пилуваті — з кварцу та польових шпатів, тонкодисперсні — вторинних глинистих мінералів.
Ґрунтове тіло — це суміш механічних елементів різного розміру. Близькі за розмірами механічні елементи, об’єднані у певні групи, називаються гранулометричними фракціями. Існує кілька класифікацій механічних елементів за розмірами. Нині найчастіше застосовується класифікація механічних елементів, розроблена H.A. Качинським.
Часточки, крупніші за 1 мм, тобто камінці і гравій, називають скелетом ґрунту, а часточки, дрібніші за 1 мм, дрібноземом. У межах фракції дрібнозему виділяють дві групи часточок: крупніші за 0,01 мм, об’єднані у групу під назвою «фізичний пісок», та дрібніші за 0,01 мм, об’єднані у групу «фізична глина».
Залежно від водно-фізичних та хіміко-мінералогічних властивостей механічні елементи згруповані у певних межах за розмірами — гранулометричні фракції’. Кожна із механічних фракцій характеризується відповідними фізичними властивостями.
Фракції гравію та крупного піску мають велику водопроникність і незначну капілярність. Тому їхня вологоємкість дуже низька. Часточки середнього і дрібного піску мають також високу водопроникність, слабку водопідіймальну здатність та вологоємкість, проте ці властивості помітно змінюються із зменшенням розміру піщаних часточок. Фракція пилу за своїми властивостями неоднорідна. Грубий пил (0,05-0,01 мм), так само як і пісок, — це поверхнево пасивна, а середній та дрібний — поверхнево активна фракції. Вони добре затримують вологу в ґрунті, мають задовільну водопідіймальну здатність, незначне набухання, слабкопластичні та слабколипкі (за В. А. Ковдою).

Гранулометричний склад є однією з найважливіших характеристик грунт, що має визначне значення для оцінки його фізикомеханічних властивостей при

використанні йог в якості основи, середовища і матеріалів для будівництва доріг.  В дорожній класифікації грунтів, розподіляють їх частинки на гравійну, пісчану, пилову та глинисту фракції.

   Гравійні частинки (розмір 70-2 мм) являєть собою шліфовані уламки гірських порід, різних по мінеральному та хімічному складу. Водопровідність таких фракцій досить велика (більше 100м\добу), капілярність відсутня. Гравійні астинки при їх наявності в грунті більше 30% надають йому міцності та стійкості.

   Пісчані частинки (розміром 2-0,05мм) в більшості випадків є уламками кварцу, рідше польові шпати та інші мінерали, крейдопилові частинки звичайно складаються з кварца  або аморфної кремневої кислоти.

 Пилоподібні частинки (розміром 0,05-0,001 мм)характеризуються вкрай поганою звязаністю, в воді не набухають, або набухають незначним чином. Мають здатність в короткий термін підіймати воду на висоту до 3 метрів. Відрізняються від пісчаноподібних частинок здатністю легко переходити до пливучого стану. Водопровідність такої фракції вкрай незначна [1,2].

   Глинисті частинки (менше 0,001 мм)є найбільш активною частиною грунту і являють собою сумвш мінералів каолініта, монтморилоніта, гілратів

окислів заліза та марганця, кварца, а також тонких частинок гумусових речовин. Глинисті частинки практично водонепроникні, мають велику вологоємкість і сильно набухають у воді. На відміну від фракцій більших часток глиняні частки проявляють властивість звязності. Пластичність, липкість, набухання і водостримуюча властивості глинистих частинок дуже

проявляються, так само як і коагуляція, під дією розчинів різних солей. Глинисті частинки мають здатність до поглинання (адсорбції)різних  речовин із розчинів,  також і коллоідних

Найбільш досконалими класифікаціями грунтів по гранулометричному складу

є трьох- або чотирьохчленні, основані на врахувані співвідношень в їх складі трьох (пісчана, полова та глиняна) або чотирьох (гравіцна, пісчана, пилова, глиняна) фракцій. В даний час при проектовані та будівництві автомобільних доріг користуються гранулометричною класифікацією з розділенням користуються гранулометричною класифікацією з розділенням незцементованих груп, без жорстких зв(зків між частинками, на крупнообломочних, пісчаних та глиняних.

   Глинисті грунти діляться на різновиди. При за запропонованою автором класифікацією враховують чисельні значення двох показників; 1) вміст піщаних і гравійних частинок у даному грунті і 2) число пластичності.

   Крупноуламкові і піщані грунти характеризуються доброю водопроникністю, відсутністю або дуже малою капілярністю. Їх застосовують у якості дренуючого матеріала в підстилаючих шарах, як гранулометричні добавки або як наповнювачі в цементному або асфальтному бетоні ( якщо вони відповідають відповідним технічним вимогам). 

   Піски пилуваті в сухому стані також незв'язні. При зволоженні вони переходять в пливунний стан. Як дренуючий матеріал малопридатні.

   Супеси легкі характеризуються відносно сприятливими властивостями при застосуванні їх у  якості матеріалу проїжджої частини грунтових доріг і в основах дорожніх покриттів. Вони малопластичні і непластичні. У сухому стані мають достатню зв'язаність, пилоутворення незначне. Швидке мулоутворення незначне. Швидко висихають, не набухають і не мають липкості. Ці грунти стійкі в сухому і у вологому стані, оскільки поєднують в собі позитивні сторони піщаних (велике внутрішнє тертя і добру  водопроникність) і глинистих (зв'язність у сухому стані) частинок.

   Супеси пилуваті характеризуються переважанням пилуватих частинок. У сухому стані малозв'язні, дуже пилять. При зволоженні швидко розмокають

і переходять у пливунний стан. Досить швидко і на велику висоту піднімають капілярну воду (до 3 м), що в деяких випадках сприяє утворенню пучин на дорогах. Мають малу пластичність і погану водопроникністью. У дорожному відношенні це досить несприятливі грунти, особливо супесі важкі пилуваті. До цієї групи грунтів відносяться також деякі види лесів.

   Суглинки легкі відрізняються зв'язністю і незначною водопроникністю. Пластичність, липкість, набухання і капілярні властивості проявляються значною мірою, особливо із збільшенням кількості глинистих частинок.

   Важкі суглинки в сухому стані мають значну зв'язність і густину. Важко піддаються розробці. Повільно просихають після зволоження і мають дуже низьку водопроникність. Пластичність, липкість, набухання, вологомісткість і капілярні властивості різко виражені.

   Суглинки легкі пилуваті і суглинки важкі пилуваті за своїми властивостями близькі до важкосуглинистих грунтів. Більша висота капілярного підняття води і здатність переходити в пливунний стан при зволоженні (за невеликої кількості глинистих частинок) зумовлюють досить незадовільні властивості цих грунтів при застосуванні в дорожніх спорудах.

   Глини часто характеризуються великою густиною і зв'язністю. Практично водонепроникні і важко піддаються розробці. Мають високу пластичність, липкість і набухання. Капілярні властивості виражені меншою мірою, ніж у суглинистих і пилуватих грунтів. В основах дорожніх покриттів за поганого водовідводу глини мають малу несучу здатність, тобто недостатньо стійкі під навантаженням. При насиченні водою утримують її довгий час. В дорожному полотні за умови належного ущільнення і доброго водовідводу характеризуються задовільною стійкістю.

   Гранулометричний склад грунтів є хоча і дуже важливою, але не єдиною ознакою, за якою можна робити висновки про їх стійкість в дорожніх спорудах. Для повнішої оцінки властивостей грунтів необхідно також враховувати їх генезис, мінеральний і хімічний склад, фізичний склад та інші особливості. 

Дотепер  у практиці лабороторних випробувань є ряд методів гранулометричного аналізу грунтів, основаних на різних принципах. Нижче описуються лише ті з них, які найширше використовуються в дорожнобудівельних лобораторіях.

   Ситовий метод полягає в розділенні уламків і частинок грунту по величині шляхом просіювання його через набір сит із отворами різного діаметру. Залишки на ситах зважуються і відносяться до загальної наважки грунту. Ситовий метод застосовується лише для визначення вмісту частинок більше 0,1 або 0,07 мм.

   Метод відкаламучування грунтується на врахуванні швидкості падіння частинок у спокійній воді після їх скаламучування, оскільки великі частинки швидше осаджуються у воді, а дрібні – повільніше [1,2].

   Найбільшого поширення набув метод відкаламучування, розроблений А. Н. Сабаніним. У дрібних піщаних і супіщаних грунтах ним виділяються наступні фракції частинок (в мм): 0,25 - 0,05, 0,05 - 0,01 і менше 0,01. Для грунтів із значною кількістю глинистих частинок відкаламучування робиться рідко через дуже малу швидкість осідання цих частинок.

   Метод відбору проб суспензії піпеткою (піпеточний метод) також базується на врахуванні швидкості падіння частинок у спокійній воді. У цьому випадку приготовану суспензію зкаламучують і залишають у спокої на деякий час, після чого піпеткою (об'ємом 20 – 30 см3) відбирають з визначеної глибини пробу суспензії. Така проба містить лише ті частинки, які не встигли осісти за вказаний чвс відстоювання. При наступних пробах, взятих піпеткою через більші проміжки часу від початку відстоювання суспензії, отримують дрібніші частинки. Визначивши масу висушених проб і знаючи розмір відібраних частинок ( що розраховується по строку відставання суспензії та глубині взятих проб), після перерахунку отримаємо данні про виіст частинок цього розміру в усьому об’ємі суспензії.

         Ареометричний метод передбачає заміри густини суспензії, що відстоюється, через зазначені проміжки часу за допомогою ареометра. Густина виміряна ареометром, залежить від вмісту твердих частинок в суспензії. Чим вище вміст їх у суспензії тим вище її густина. Отримавши значення густини, що зменшується, через задані проміжки часу, за допомогою розрахункових формул чи номограм, вираховують кількість частинок зазначеного розміру, відповідаючій часу взятого відліку.

На поверхнi землi первиннi гiрськi породи пiддаються вивiтрюванню. Поверх кори вивiтрювання формується ґрунт, в якому акумулюються елементи живлення живих органiзмiв. Цi елементи захоплюються з ґрунту рослинами i через ряд промiжних трофiчних циклiв (рослини – тварини – мiкроорганiзми) повертаються назад до ґрунту, що й складає малий бiологiчний кругообiг (МБК) речовин. З ґрунту елементи частково виносяться атмосферними опадами до гiдрографiчної мережі, певних зон акумуляцiї i, нарештi, до Свiтового океану. Тут вони дають початок утворенню осадових гiрських порiд. Це великий геологiчний кругообiг речовин (ВГК). Ґрунт є зв’язуючою ланкою i регулятором взаємодiї цих двох циклiв речовин у географічній оболонці [1-2].

Акумулятор активної органічної речовини й пов’язаної з нею хімічної енергії на земній поверхні.

Ґрунтовий покрив є важливою умовою фотосинтетичної діяльності рослин, які акумулюють колосальну кількість сонячної енергії, зв’язаної у рослинній органічній речовині. Рослинність наземних ґрунтів акумулює за рік ~ 0,5-10 15 кВт енергії шляхом фотосинтезу (В.А.Ковда, 1973). Система “ґрунт – рослина – тварина” в житті людства є головним постачальником трансформованої енергії Сонця.

Регулятор бiогеохімічних процесів з відповідним, в часі, досягненням екосистемами стану спонтанного саморозвитку, зрілості і сталості у взаємозв’язках з навколишнім середовищем.

Щiльнiсть життя на Землi регулюється родючістю ґрунту, оскiльки забезпечує рiст i розвиток рослин, їх життєві процеси. Розподiл живих органiзмiв на сушi планети, їх щiльнiсть у великій мiрі визначаються географiчною неоднорiднiстю ґрунту та його родючістю, яка обумовлюється певними клiматичними умовами [1,4]. 

Грунт – земельний ресурс, що є особливо важливим для сільського, водного, лісового та інших видів  землекористування. Яскравим проявом такої важливості є формування сучасного земельного кадастру і відповідно діючої з 1.01.2013 р. публічної електронної кадастрової карти, яка дає можливість упорядкувати існуюче різноманіття земельних наділів. Не все тут безхмарно з цією картою, зокрема з огляду на наявність критичних статей журналістів, проте країна вперше отримала можливість такого впорядкування і відповідно кожен землевласник може перевірити правильність просторового відображення свого землеволодіння.   

Грунтовий покрив є універсальним біологічним вбирачем і нейтралізатором багатьох забруднень.

У сільському господарстві грунт виступає як основний засіб виробництва.

Своєрідним проявом важливості грунтів для людини є впровадження:

Дня Землі – 20-21 березня (ООН) або 22 квітня. Символ такого дня – грецька буква тета (?). Всесвітнього Дня грунту – 5 грудня. 
Цей День був ініційований у 2002 року в м. Бангкоку учасниками міжнародного конгресу ґрунтознавців, адже саме 5 грудня 1883 року В.В. Докучаєв захистив свою докторську дисертацію «Русский чорнозем». 
 Грунтознавство – одна з галузей знань, яка уособлює в собі теоретичні засади знань про грунти і разом з цим це – прагматично орієнтована галузь, яка має задовольняти потреби людей у продуктах харчування та виробництві цілого ряду промислової продукції. Звідси ґрунтознавство є складовою біологічних, географічних та аграрних наук.

Грунтознавство забезпечує людей знаннями про грунти, формує їх екологічний світогляд, акцентує увагу на необхідності розуміння важливості грунтів для навколишнього природного середовища

Невідповідність між рівнем розвитку ґрунтознавства, – знань про грунти, і врожайністю конкретного поля, продуктивністю середнього господарства.
(Якби це було, то тоді людство не мало б проблем з деградацією грунтів, а проблема забезпечення продовольством не була б такою актуальною)
Чому так? Для умов, наприклад, степової зони це пов’язано з наявністю наступних проблем:

Застарілістю інформації в господарствах щодо параметрів, властивостей грунтів та різноманіття в характері грунтового покриву

Відсутністю повномасштабного застосування картограмами забезпеченості грунтів поживними речовинами, а за наявності зазначених – переважною відсутністю врахування різноманіття структури грунтового покриву з наступною відсутністю диференціації застосовуваних агромеліоративних заходів [3].

Відсутністю повномасштабного застосування картограмами агровиробничих груп або типів земель, що важливо для упорядкування, типології рекомендацій раціонального використання земель

Відповідно до двох вище зазначених позицій врай актуальною постає проблема належної оцінки грунтів, земельних ресурсів

Застосування здебільшого чарунково-прямокутнього (сітчасто-прямокутнього) «нарізання» полів, а не більш екологічно ефективної системи контурної організації території, яка враховує різноманіття ландшафтних комплексів

Необхідність фінансового забезпечення реалізації «Положення про моніторинг грунтів на землях сільськогосподарського призначення» (Мінагрополітики, наказ №51 від 26.02.2010). Деякі дослідники до проблеми грунтового моніторингу підходять більш радикальніше і вважають, що в країні має бути створена єдина державна грунтова служба, яка б системно в часі і просторі здійснювала спостереження і контроль за головними якісними параметрами грунтів

Необхідність удосконалення застосовуваних геоінформаційних технологій у ґрунтознавстві

Необхідність посилення забезпечення сільськогосподарських підприємств висококваліфікованими кадрами та вирішення проблеми переходу від орієнтації на дрібних виробників до орієнтації на застосування новітніх технологій і вдосконалення засобів виробництва.

До формації засолених та лужних належать грунти, в утворенні яких брали або беруть активну участь легкорозчинні солі. До легкорозчинних відносяться солі, розчинність яких перевищує розчинність гіпсу в холодній воді, тобто 2 г/л. Це, наприклад, сода – Na2СО3, хлориди, сульфати, гідрокарбонати, борати тощо.

Засолені – це такі грунти, що містять у всьому профілі або в його частині легкорозчинні солі в кількостях, шкідливих для рослин [1,4].

Шкідливість водорозчинних солей полягає в тому, що вони підвищують осмотичний потенціал грунтового розчину, чим погіршують постачання рослин водою через недостатню всмоктувальну силу кореневих систем. При цьому знижується транспірація, уповільнюється фотосинтез, погіршується мінеральне живлення. Деякі солі (сода) погіршують властивості грунту: він набухає, зменшується здатність колоїдів до коагуляції, збільшується їх рухомість, в результаті чого руйнується структурність грунту, росте його щільність тощо.

Найбільш шкідливі солі: Na2СО3, NaHСО3, NaCl; шкідливі: СаСl2, MgCl2, Na2SО4; менш шкідливі: MgSО4, CaSО4. Джерелами солей у природі взагалі й у грунтах зокрема виступають такі процеси та об’єкти:
– вивітрювання порід, при якому утворюються різноманітні солі, які з водами мігрують в океан або безстічні басейни на суші. Це процес глобальний, входить у великий кругообіг речовин і завдяки йому щорічно утворюється близько 3 млрд. т водорозчинних сполук; 
– соленосні гірські породи, які утворюються на дні морів та океанів і в результаті тектонічних рухів земної кори виходять на поверхню, де виступають у ролі грунтотворної породи; 
– мінералізовані грунтові води, що знаходяться на глибині 2-7 м і впливають на процес грунтоутворення; 
– виверження вулканів; 
– перенесення солей вітром з моря на сушу (імпульверизація); 
– атмосферні опади (максимальний вміст солей у них може складати 400 мг/л). 
– деяка рослинність, яка підкачує солі завдяки їх біологічній акумуляції та наступній мінералізації фітомаси (солянки). 
– зрошувальні води, які можуть бути активним фактором вторинного засолення грунтів при неправильному зрошенні.

Ці джерела діють на всій земній кулі, але засолені грунти займають порівняно незначну частину суші. Для їх утворення потрібне специфічне сполучення навколишніх умов: засушливий аридний клімат, при якому випаровуваність перевищує кількість опадів, тому солі не вимиваються з грунту; негативні форми рельєфу, де забезпечується накопичувальний баланс речовин. 
У таких ландшафтно-геохімічних умовах у грунтах можуть накопичуватись різні солі. При дещо вологішому кліматі акумулюються менш розчинні солі, а легкорозчинні вимиваються. З посиленням сухості клімату в грунті зберігаються більш розчинні солі, наприклад, хлориди [2].

Солончаки – один із типів засолених грунтів, які містять у шарі 0-30 см токсичну кількість водорозчинних солей.

Вивчення цих грунтів розпочали ще В.В.Докучаєв та Н.М.Сибірцев, але всю групу засолених грунтів, у тому числі й солончаки, вони називали солонцями. Пізніше дані грунти стали об’єктом досліджень К.Д.Глінки, М.О.Дімо, В.А.Ковди, О.М.Іванової, Н.Г.Мінашиної, українських грунтознавців О.Н.Соколовського, Г.В.Новикової та ряду інших вчених. 
Солончаки займають на планеті площу ~69,8 млн. га, на території СНД ~20 млн. га, на території України зустрічаються локально по узбережжю Чорного моря, в Придніпров’ї, на терасах Південного Бугу, Дністра, Дунаю. Головні масиви розповсюдження солончаків на планеті: Азія – Аравійський півострів, Іран, Афганістан, Індія, Китай, Монголія, Туркменістан, Казахстан, Західносибірська низовина Росії; Європа – невеликі території на узбережжі морів та по терасах південних рік, Африка – узбережжя Середземного моря, басейн озера Чад, висохлі болота в дельті Нілу, безстічні впадини пустель; Південна Америка – південно-східне узбережжя Атлантичного океану; Північна Америка – степова частина Великих рівнин, пустельна частина Каліфорнії та північної Мексики, Австралія – зустрічаються плямами на південному узбережжі, в пустелях, депресіях рельєфу, біля солених озер. Тобто солончаки – грунти інтразональні,але найчастіше вони зустрічаються в пустелях, напівпустелях, сухих степах, дуже рідко – в лісостепу та степу. 
Характерна рослинність – розріджені асоціації різних солянок, що характеризуються високою зольністю (20-30%), глибокою кореневою системою, незначним приростом біомаси (~50 ц/га).Клімат напіваридний, аридний, Кз<0,6, ТВР – випітний. Грунтотворні породи різні за генезисом, у тому числі й морські, бувають як засолені, так і незасолені, найчастіше карбонатні.Рельєф переважно рівнинний. Процес грунтоутворення – галогенез, тобто засолення через причини, описані вище [3].

Типова будова профілю солончака: Hks+Hpks+Phks+Pks. По всьому профілю спостерігаються вицвіти солей, але при наявності вологи в грунті солі знаходяться в розчині й візуально не фіксуються. Характерна закономірність: якщо солончаки утворились при засоленні інших типів грунтів, то вони зберігають будову й морфологічні ознаки вихідного грунту, тому в профілі може бути різноманітний набір генетичних горизонтів. Профіль солончаків не диференційований за SiО2, R203 та гранскладом, оскільки солі викликають стійку електролітичну коагуляцію колоїдів і по профілю вони не переміщуються, інертні, не руйнуються. Гумусу загалом мало (~1%), але іноді, якщо засолені первинні високо-гумусні грунти, його вміст може сягати 5-7% і більше. ЄП невелика, – 20 мг-екв/100 г, залежить від мінералогічного та гранулометричного складу грунту. Склад ввібраних катіонів цілком визначається типом засолення грунту. Реакція нейтральна, слаболужна (рН = 7,3-8,0), якщо ж тип засолення содовий, то рН досягає значень 9-11. Карбонати знаходяться з поверхні. Водно-фізичні властивості солончаків добрі (крім содових). У солончаків, що містять соду, остання викликає стійку пептизацію колоїдів. Грунт у сухому стані стає дуже твердий, безструктурний, у вологому – в’язкий, знову ж таки безструктурний, погано водопроникний тощо.

Автоморфні солончаки приурочені до виходів на поверхню стародавніх засолених порід або утворились з гідроморфних у минулому солончаків при пониженні базису ерозії – наприклад, на високих річкових терасах (РГВ >10м), найчастіше зустрічаються в пустелях і напівпустелях.Підтипи діагностуються так: типові несуть найхарактерніші їх ознаки; літогенні, причиною утворення яких є засолена материнська порода; залишкові, утворені з гідроморфних; еолово-пагорбкові, утворені в результаті імпульверизації; отакирені мають тріщинувату поверхню.

Гідроморфні солончаки формуються в умовах близького (0,5-3 м) залягання мінералізованих грунтових вод при наявності інтенсивних висхідних токів води. Розповсюджені в зниженнях, лиманах, на днищах пересохлих озер, периферії боліт та солених озер тощо. Зовнішньо добре виділяються за наявністю вицвітів солей на поверхні (30-60%), профіль оглеєний. Підтипи:лугові утворились при засоленні лугових грунтів, містять досить багато гумусу; болотні мають оглеєння по всьому профілю, іноді й оторфовані, утворилися при засоленні лугово-болотних та торф’яних грунтів; сорові утворились в результаті випаровування води з мілководних солених озер, покриті шаром солі, зовсім відсутня рослинність; приморські, що мають профіль, сильно засолений хлоридами, з багатьма черепашками, на глибині 1-2м знаходиться гірко-солона вода; мерзлотні утворились на вічній мерзлоті; вторинні виникли при неправильному зрошенні; отакирені покриті сіткою тріщин [4].

Роди солончаків виділяють за типом засолення, тобто за якісним окладом аніонів і, рідше, катіонів. На Україні переважає содове та хлоридно-сульфатне засолення грунтів. Кількість солей у солончаках може коливатись від 1 до десятка процентів. У зв’язку з випітним ТВР характерний найбільший вміст солей у верхньому шарі грунту (до глибини ЗО см), що є однією з діагностичних ознак солончаку. Солончаки в сільському господарстві можна використовувати після видалення солей. Для цього найчастіше проводять наскрізну промивку грунту водою в сполученні з іншими заходами підвищення родючості. Промивна норма при цьому коливається від 2,0 до 18,0 тис. м куб води на 1 га і залежить від ступеня засолення, гранулометричного складу, РГВ і типу засолення. Перед промивкою рекомендують проводити глибоку оранку для більш рівномірного промочування грунту, проводять промивку в осінньо-зимовий період. Промивна вода повинна бути прісною, тобто містити не більше 1 г/л солей. Цей агромеліоративний захід часто сполучають з вирощуванням рису. Для більшої ефективності та попередження засолення грунтів на навколишній території, підйому РГВ необхідно робити промивку на фоні дренажу. До комплексу заходів з окультурення входить також внесення органічних і мінеральних добрив, після чого грунти придатні для вирощування багатьох культур – люцерни, ячменю, проса, пшениці тощо. 
Не всі грунти, які містять водорозчинні солі, відносяться до солончаків. Тільки такий грунт можна віднести до солончаків, в якому вміст солей на глибині до 30 см перевищує поріг дуже сильного засолення. Серед засолених грунтів виділяють також солончакові та солончакуваті різновиди зональних типів грунтів, найчастіше – лугових, чорноземів, каштанових, бурих напівпустельних та інших. Солончаковими називаються грунти, які містять також, як і солончаки, токсичну кількість солей, але не з поверхні, а нижче 30 см. Солончакуватими ж є грунти, що містять водорозчинні солі в будь-якій частині профілю, але в кількостях, менших порогу токсичності. При номенклатурі таких грунтів на рівні роду вказується хімізм (тип) засолення, наприклад темно-каштановий солончакуватий хлоридно-сульфатний грунт. Для номенклатури виду обов’язково визначається ступінь засолення грунту, тобто процентний вміст в ньому водорозчинних солей залежно від типу засолення. Меліорація та окультурення цих грунтів аналогічні солончакам.

Солонці – це грунти, що містять у ввібраному стані велику кількість обмінного Na (> 15% від ЄП) або інколи Mg (>40% від ЄП) в ілювіальному горизонті.

Вони також відносяться до категорії засолених грунтів, але, на відміну від солончаків, солі в цих грунтах знаходяться не на поверхні, а на деякій глибині. 

Близькі за властивостями до солонців також солонцюваті грунти – це будь-який грунт, що містить в ввібраному стані Na, але <15% від ЄП. Для визначення ступеня солонцюватості грунтів використовують градації, запропоновані І.М.Антиповим-Каратаєвим: несолонцюватий грунт містить ввібраного Na<3% від ЄП, слабосолонцюватий – від 3 до 5%, середньосолонцюватий – від 5 до 10%, сильносолонцюватий – від 10 до 15%. Солонці були об’єктом активних досліджень із самого зародження грунтознавства. Як указувалось вище, основоположники цієї науки не відділяли їх від солончаків. П.А.Земятченський, К.Д.Глінка виділили солонці як самостійний грунтовий тип. К.К.Гедройц детально вивчив фізико-хімічну природу даного грунту. Пізніше великий внесок у дослідження солонців зробили В.А.Ковда, О.М.Іванова, І.М.Антипов-Каратаєв, О.М.Можейко, О.М.Грінченко та інші. Світова площа солонців складає ~77,7 млн. га, на території СНД ~35 млн. га, на Україні – біля 0,25 млн. га. Приурочені в основному до сухих степів і напівпустель, оскільки у чорноземній зоні утворенню солонців перешкоджає завелика кількість опадів, а в пустелі, навпаки, їх не вистачає. На Україні основні площі солонців зосереджені в степу, інколи – в лісостепу [3-4].

Клімат переважно субаридний з кількістю опадів 100-600 мм на рік, Кз ~0,2-0,9. Рельєфрівнинний, але солонці часто формуються в западинах. Грунтотворні породи різноманітні за генезисом, в основному засолені. Рослинність своєрідна сухостепова солестійка з глибокою кореневою системою, з незначною біомасою, високою зольністю: полин, кохія, камфоросма, ромашник, типчак. На поверхні грунту – діатомові водорості (зустрічаються в морських та прісноводних угрупованнях планктону, перифітону, бентосу. В екосистемах діатомові водорості є продуцентами. Фактично, водорості цієї групи мешкають повсюди, де є волога, у тому числі, і у грунті. Більшість діатомових реагують на забруднення середовища, тому цей ефект використовується у оцінюванні якості води.), дуже незначна кількість мезофауни (великі (від декількох мм до декількох см) грунтові безхребетні, наприклад, дощові черв’яки, мокриці, багатоніжки, великі павукоподібні, чисельні комахи та їх личинки, слизняки, равлики. Деякі дослідники називають цю групу тварин макрофауною) .

ДІАТОМОВІ ВОДОРОСТІ

В наш час існує декілька теорій щодо утворення солонців, які взаємно доповнюють одна одну. Теорія К.К.Гедройца найпоширеніша й пояснює генезис грунту з фізико-хімічної точки зору. Згідно з цією теорією, солонці утворюються при розсоленні солончаків, засолених нейтральними солями натрію.

МЕЗОФАУНА

Розсолення – це вимивання солей з солончаку, яке може відбуватись при збільшенні вологості клімату, зниженні РГВ в результаті поглиблення базису ерозії на певній території або повільного підняття суші.

При пониженні РГВ випітний тип водного режиму змінюється непромивним. Процес розсолення проходить цілий ряд стадій. Перша – засолення грунтів солями Na, тобто утворення солончака, яке детально описано вище. Друга стадія – осолонцювання, тобто насичення ГПК Na і витіснення з нього інших катіонів [1].

Обмінний Na різко змінює властивості грунту, гідратує колоїди, які набувають стійкості проти коагуляції, легко пептизуються, розчиняються в воді, переміщуються з нею, закупорюють пори. В результаті руйнується агрегатний склад грунту, при зволоженні він сильно набухає, а в сухому стані стає дуже твердим і щільним. Але всі описані властивості та явища починають проявлятись тільки після вимивання з верхніх горизонтів розчинних солей, які електролітично коагулюють грунтові колоїди, навіть насичені Na. Третя стадія – власне розсолення солончаку. В цій стадії проходять такі процеси: а) вимивання солей з верхнього горизонту, поступове зменшення їх концентрації нижче порога коагуляції; б) пептизація колоїдів, які у вигляді суспензії та золів вимиваються вниз, 
утворюючи горизонт Не (надсолонцевий), в)коагуляція (електролітична) вимитих колоїдів на певній глибині, яка визначається розташуванням у профілі попередньо вимитих солей. Тут утворюється ілювіальний (солонцевий ) горизонт; г)утворення соди й виникнення в результаті лужної реакції середовища.

Утворена в результаті обмінних реакцій сода підвищує рН до 10-11. Під впливом сильно лужної реакції середовища частина колоїдів грунту розпадається, продукти лужного їх гідролізу також вимиваються вниз.

НЕ – гумусово-елювіальний (надсолонцевий), грудкуватий або пластинчастий, шаруватий, пористий, полегшеного гранскладу, світло-бурого або темно-сірого забарвлення залежно від зони розташування солонцю, потужність горизонту від 2 до 25 см, перехід різкий; 
Sl (ІН) – солонцевий, ілювіально-глинисто-гумусовий, темніший за попередній, темно-бурий або бурий з коричневим відтінком, стовбчастої, рідше призматичної, горіхуватої або брилистої структури, на гранях агрегатів – глянцеве лакування, в сухому стані щільний, тріщинуватий, у вологому – в’язкий, безструктурний, потужністю 7-25 см і більше; 
Pslks (Phiks) – підсолонцевий, світліший за попередній, призматичний або горіхуватий, містить гіпс, карбонати, солі; 
Pks – материнська порода, засолена, карбонатна, загіпсована.

Типи солонців виділяються за характером водного режиму, підтипи – за розташуванням в тій чи іншій грунтово-біокліматичній зоні. Солонці автоморфні формуються в умовах глибокого залягання грунтових вод (>6м) на засолених породах, найчастіше в степу. Тому ще їх називають степовими. Вони поділяються на:

а) чорноземні, які сформувались у чорноземній зоні, відрізняються низьким вмістом ввібраного Na в ГПК (<20%), кількістю гумусу від 1 до 5%;

б)каштанові, що розповсюджені в сухому степу невеликими плямами серед каштанових грунтів; профіль, у порівнянні з чорноземними, різко диференційований, кількість гумусу 1-3,5%, переважно хло-ридно-сульфатний тип засолення;

в) бурі напівпустельні, утворені в напівпустелях серед бурих напівпустельних грунтів, містять дуже мало гумусу (<1,5%).

Солонці напівгідроморфні (лугово-степові) формуються на першій та другій надзаплавній терасах, в понижених елементах рельєфу, де РГВ знаходиться на глибині 3-6 м. За географічним фактором вони поділяються на: а) лугово-чорноземні, що зустрічаються в лісостеповій та степовій зонах невеликими плямами в комплексі з лугово-чорноземними грунтами, відрізняються від солонців чорноземних явними ознаками оглеєння в материнській породі, збільшеним (2-7%) вмістом гумусу; б) лугово-каштанові, сформовані в сухому степу, темніші від солонців каштанових, з ознаками оглеєння в Р; в) лугово-мерзлотні – утворені в зоні вічної мерзлоти.

Солонці гідроморфні розповсюджені в заплавах рік, в приозерних, міжбалочних зниженнях, де РГВ<3м: а) чорноземно-лугові утворюються серед чорноземів, у профілі добре виражене оглеєння, особливо в підсолонцевому горизонті та породі, гумусу містять 2-10%; б) каштаново-лугові зустрічаються в сухому степу, на узбережжі Сиваша, сильно глеєві; в) мерзлотно-лугові – в зоні вічної мерзлоти; г) лугово-болотні – по периферії боліт, озер, характеризуються оторфованим горизонтом або Т і сильним оглеєнням [2].

За гранскладом грунти переважно важкі, спостерігається чітка диференціація: Не збіднений дрібними фракціями, а солонцевий горизонт – збагачений. За хімічним складом грунт дуже сильно диференційований за елювіально-ілювіальним типом: надсолонцевий горизонт збагачений SiО2 і збіднений R2О3, Ca, Mg та іншими елементами, карбонати вимиті в нижню частину S1. Вміст гумусу в солонцях коливається в широких межах – від 0,5% в напівпустельних до 10% в лугових. Гумусовий профіль елювіально-ілювіальний, Сгк:Сфк<1 в НЕ-горизонті, нижче гумус гуматний. 
Фізико-хімічні властивості солонців настільки оригінальні, що є одними з їх основних діагностичних ознак: у ГПК дуже багато (15-60% від ЄП) ввібраного Na в Sl-горизонті, в НЕ- горизонті його мінімум, велика кількість обмінного Mg – до 35-45% від ЄП; реакція середовища в Sl і нижче лужна, а в надсолонцевому може бути й нейтральною. Фізичні та фізико-механічні властивості солонців дуже погані: в сухому стані вони дуже щільні, тріщинуваті, у вологому сильно набухають, в’язкі, липкі, з низькою водопроникністю, слабкою доступністю для рослин грунтової вологи. 
В сільському господарстві солонці без меліорації використовувати неможливо. Головне завдання меліорації – вилучення Na із ГПК, при цьому буде нейтралізуватись лужна реакція, проходити гідрофобізація й коагуляція колоїдів і в такий спосіб поліпшуватимуться негативні властивості та режими даних грунтів. Меліорація солонців повинна бути комплексною, що включає хімічну, водну меліорації, правильну агротехніку, оскільки один захід ефекту не дає. Хімічна меліорація необхідна для витіснення Na, для чого в грунті штучно підвищують кількість елементів, які мають більшу енергію обмінного поглинання, ніж Na. Проходить обмінна реакція, a Na, що витісняється з ГПК, може бути вилучений з грунту промивкою. В якості меліорантів найчастіше використовують гіпс, СаСl2, К2SO4, а також кислоти (сірчану, азотну), сірку, фосфогіпс тощо. При гіпсуванні в грунті відбувається така реакція:

Дози гіпсу коливаються від 2 до 20 т/га. 
Найбільш ефективно проводити хімічну меліорацію солонців при зрошенні, бо при цьому підвищується її ефективність, а утворені солі вимиваються з грунту. До комплексу окультурювання солонців входить також меліоративна оранка 3-ярусним плугом, а на кіркових різновидах – плантажна оранка, використовується також землювання невеликих плям солонців. Обов’язково потрібно застосовувати органічні та мінеральні добрива, а на богарі – вологонакопичення.

Солоді – це гідроморфні або напівгідроморфні грунти з різко диференційованим профілем, яскраво вираженим освітленим горизонтом Е, з наявним ввібраним Na та лужною реакцією в горизонті І, з карбонатами і легкорозчинними солями в нижній частині профілю. Солоді – продукт розсолення солонців із заміною ввібраного Na+ на Н+ в верхній розсоленій частині профілю [1,2].

Солоді широко (світова площа 70 млн. га), але тільки плямами, розповсюджені в умовах, аналогічних степу, лісостепу, рідше – напівпустель. На території СНД площа солодей складає біля 2,5 млн. га, в Україні – біля 30 тис. га. Найбільше солодей на грунтовій карті світу відмічено: в Євразії – Західносибірська, Дніпровська й Причорноморська низовини, придунайські низовини Угорщини; Північна Америка – західні штати США, Північна та Південна Дакоти, Айова, долина р. Міссісіпі; приморські південні райони Австралії; Південна Америка – в депресіях Аргентинської пампи та передгір’ях; в депресіях рельєфу та морських узбережжях Африки.

Клімат території розповсюдження солодей суббореальний або субтропічний субгумідний або субаридний, тип водного режиму періодично промивний з тимчасовим поверхневим перезволоженням. Рельєф – винятково понижені елементи (наприклад, поди півдня України, лимани), безстічні рівнини. Рослинність гідрофільна: осика, береза, осока, різнотравно-злакові або заболочені луки, на поверхні – водорості. Грунтотворні породи різноманітні за генезисом, переважно – засолені, карбонатні, оглеєні. 
Вперше морфологічна будова та умови залягання солодей описані в кінці минулого століття В.В.Докучаєвим та його учнями, але на основі багатьох спільних з підзолистими грунтами рис їх ототожнювали з останніми. 
Лише в 1912 р. К.К.Гедройц і майже одночасно Т.І.Попов (1914) пов’язали генезис “западинних підзолів” із солонцями, вважаючи їх продуктами вилуговування та деградації останніх. К.К.Гедройц присвоїв цим грунтам народну назву “солоді” і наступним чином пояснив їх утворення: в умовах підвищеного поверхневого зволоження при відриві грунту від грунтових вод, обмінний Na+ у верхніх горизонтах солонців заміщується на обмінний водень, що приводить до гідролітичного розщеплення мінералів ГПК. Півтораоксиди виносяться, залишковий кремнезем накопичується в осолоділому горизонті. Зверху вниз по профілю пересувається й органічна речовина. Поступово солонцевий горизонт і частина підсолонцевого руйнуються, перетворюючись в осолоділий (Е). Ця гіпотеза одержала широке визнання, підтвердилась наявними в природі поступовими географічними переходами солонців в солоді [3].

На думку С.П.Яркова, І.С.Кауричева та багатьох інших дослідників, у генезисі солодей велика роль належить елювіально-ілювіальному процесу. Перезволоження грунту в умовах достатньо високої температури викликає розвиток відновних процесів, утворення рухомих агресивних речовин (кислот, поліфенолів тощо), Fe, Mn, органо-мінеральних сполук, які викликають руйнування грунтових мінералів. Низхідний потік води забезпечує виніс продуктів руйнування вниз по профілю. Описані процеси одночасно беруть участь в утворенні солодей, їх сукупність називається осолодінням. За будовою профілю солоді близькі до дерново-підзолистих оглеєних грунтів. Но – лісова підстилка або дернина; 
Hegl – гумусово-елювійований, темно-сірий, грудкувато-пластинчастий, з присипкою SiО2, Fe-Mn-конкреціями, потужністю 10-15 см; 
Egl – елювіальний осолоділий горизонт, білястий, плитчастий або шарувато-лускуватий, конкреційний, з вохристими плямами; 
Igl – ілювіальний, брудно-бурий, щільний, брилистий або призмоподібний, з глинисто-гумусовими і сизуватими плівками по гранях структурних відмін, чорними конкреціями, присипкою SiО2, в’язкий; звичайно розділяється на декілька підгоризонтів; 
PKSgl – материнська порода, переважно карбонатна, оглеєна, часто засолена.

Лугово-чорноземні солоді відрізняють порівняно глибоким РГВ (>3м), потужність гумусованого горизонту 50-70 см. Лугові (степові): РГВ = 1,5-3 м, менша потужність гумусованого горизонту, значніше оглеєння. Лугово-болотні солоді: РГВ=0,5-1 м, сильно оглеєні, на поверхні є оторфований горизонт .

Солоді володіють різко диференційованим профілем. Аналіз валового складу показує збіднення верхньої елювіальної частини сполуками заліза, алюмінію, магнію, кальцію та відносне збагачення кремнеземом. Різка диференціація профілю виявляється й аналізом гранулометричного складу. 
Гумус солодей близький до гумусу підзолистих грунтів за груповим і фракційним складом. У He-горизонті його вміст складає 2-3%, але в окремих випадках може досягати 10% і вище, різко падаючи в осолоділому горизонті і, як правило, дещо збільшуючись в І-горизонті. В гумусованому горизонті Сгк:Сфк>1, різко звужується вниз по профілю до 0,2. ЄП варіює в широких межах залежно від гранскладу, але завжди суттєво менша в Не і Е (10-15 мг-екв) горизонтах порівняно з ілювіальним (30-40). У складі обмінних катіонів, крім Са2+ та Mg2+, присутній Na+ в І-горизонті в великій кількості (10% від ЄП і більше). В горизонтах Не та Е в багатьох випадках є також обмінний водень і алюміній, тому ці горизонти не-насичені основами, реакція середовища в них кисла. Ілювіальний горизонт має нейтральну або лужну реакцію. Отже, за реакцією середовища та складом ввібраних основ можна відрізнити солоді від дерново-підзолистих грунтів. Крім цього, на глибині біля 1 м солоді містять карбонати, глибше – водорозчинні солі. 
Верхня частина профілю відрізняється від нижньої за водно-фізичними властивостями. На межі з І- горизонтом різко зменшується пористість і водопроникність. Тому тут часто виникає верховодка, що викликає перезволоження верхньої частини профілю. 
Солоді в сільському господарстві використовуються мало, оскільки вони володіють низькою потенціальною родючістю: несприятливий для сільськогосподарських культур водний режим, бідність елементами живлення. Трав’янисті екосистеми на солодях можна використовувати як сінокоси та пасовища, а ліси – як джерело деревини й водоохоронні угіддя. Але в ряді випадків ці грунти все ж потрібно меліорувати й використовувати в землеробстві: регулювання водно-фізичних властивостей та водно-повітряного режиму за рахунок глибокого розпушування та внесення органічних добрив, вапнування, збагачення колоїдами (внесення сапропелю); часто використовують землювання з безполицевою оранкою й розпушуванням на дрібних плямах солодей.

Лужна реакція грунтових розчинів і водних витяжок може бути зумовлена різними за складом сполуками: 
1) карбонатами і гідрокарбонатами лужних і лужноземельних елементів, силікатами, алюмінатами, гуматами натрію, Na2СО3, К,СО3, СаСО3, MgСО3, -COONa; 
2) згідно з теорією кислот і основ, лужна реакція може бути зумовлена аніонами слабких кислот, які переходять із твердої фази грунтів у грунтові розчини й водні витяжки і можуть виявляти основні властивості.

Визначальним моментом у створенні лужної реакції є присутність у грунті гідролітично-лужних солей слабких кислот і основ: карбонатів натрію і калію, гідрокарбонатів натрію і калію, карбонатів кальцію і магнію, гідрокарбонату кальцію і магнію. Так само себе ведуть гумати і фульвати лугів.

За аналогією з кислотністю, розрізняють актуальну (активну) і потенційну лужності грунту.

Актуальна лужність зумовлена наявністю у грунтовому розчині гідролітично лужних солей, при дисоціації яких утворюється гідроксильний іон (ОН) [4].

При характеристиці актуальної лужності природних вод і грунтових розчинів розрізняють загальну лужність, лужність від нормальних карбонатів і лужність від гідрокарбонатів. Ці види лужності розрізняють по граничних значеннях рН. Лужність грунту визначають шляхом титрування водної витяжки або грунтового розчину кислотою у присутності різних індикаторів і виражають у міліграм-еквівалентах на 100 г грунту . 
Загальна лужність визначається титруванням за індикатором метилоранжем. Лужність від нормальних карбонатів є результатом обмінних реакцій в грунтах, які вміщують натрій. Вона проявляється також у результаті життєдіяльності сульфат-редукуючих бактерій, які відновлюють в анаеробних умовах і в присутності органічної речовини солі натрію з утворенням соди. Визначається вона титруванням у присутності фенолфталеїну.

Потенційна лужність проявляється у грунтах, що містять натрій. При взаємодії грунту з вуглекислотою поглинутий натрій у ГПК заміщується воднем і з’являється сода, яка підлуговує розчин:

Дуже лужна реакція несприятлива для більшості рослин. Висока лужність зумовлює низьку родючість багатьох грунтів, несприятливі фізичні та хімічні їх властивості. При рН біля 9-10 грунти відзначаються великою в’язкістю, липкістю, водонепроникністю у вологому стані, значною твердістю, зцементованістю і безструктурністю у сухому стані. 
Для хімічної меліорації лужних грунтів необхідно замінити обмінний натрій на кальцій і нейтралізувати вільну соду:

Хімічна меліорація лужних грунтів відбувається шляхом внесення гіпсу, нітратів кальцію або матеріалів, які містять гіпс, сірчаної кислоти, сульфату заліза, піритових огарків або сірки. Сірка, окислюючись до сірчаної кислоти, взаємодіє з карбонатом кальцію грунтів, утворюючи сірчанокислий кальцій, який діє на соду і поглинутий натрій. Меліорація злісних содових солончаків проводиться методом кислування сірчаною кислотою з подальшими промиваннями при штучному дренажі.

Грунт – це складна окисно-відновна (ОВ) система. В ньому проходять реакції окиснення й відновлення. Під окисненням розуміють: приєднання кисню, віддачу водню, віддачу електрона. В грунті існує багато окисно-відновних систем. Вони бувають: 
а) зворотними (в яких у процесі зміни ОВ режиму не змінюється сумарний запас компонентів): Fe3+ —» Fe2+; Mn4+ —» Mn2+; 
б) незворотними (в процесі зміни ОВ режиму втрачається ряд речовин у вигляді газів, осаду): NO3- —» NО2 —» N2

Більша частина цих реакцій пов’язана з мікробіологічними процесами, має біохімічну природу. Головним окиснювачем у грунті є молекулярний кисень грунтового повітря й розчину.

Окисно-відновний потенціал (ОВП) – відображає сумарний ефект ОВ системи грунту в даний момент, різниця потенціалів, яка виникає між грунтовим розчином і електродом із інертного металу (платини), поміщеного в грунт.

Eh коливається від 100 до 800 мВ, інколи стає від’ємним. Його оптимальні значення – від 200 до 750 мВ. Якщо показники вищі, спостерігається аеробіозис в грунті (при цьому відчувається нестача заліза, марганцю, пригнічуються рослини, у них проявляється хвороба – хлороз). При зменшенні Eh до 200 і нижче розвиваються анаеробні процеси, втрачаються нітрати, появляються сірководень, метан, збільшується концентрація закисного заліза, відчувається дефіцит фосфору тощо. 
3. Оскільки ОВП в певній мірі пов’язаний з рН, то для одержання порівняльних даних в середовищах з різною кислотністю Кларк запропонував використовувати показник rH2: rH2=Eh/30+2pH. Якщо rН2 більше 27 – в грунті переважає окиснення, менше 27 – відновлення [1-4].

Залежність ОВП від режиму вологості. Вологість грунту, надлишкове зрошення, погіршення аерації, внесення свіжої органічної речовини призводить до зниження ОВП. ОВП може знизитися з 500-600 до 200-300 мВ, а при затопленні – до -100-200 мВ. Навпаки, при висиханні грунтів, поліпшенні аерації, газообміну потенціал грунту підвищується. З динамікою вологості зв’язана мікробіологічна діяльність, розкладання органічної речовини. Опади забезпечують надходження у грунт 02 і ОВП не змінюється. Утворення кірки на поверхні спричиняє погіршення аерації і зниження ОВП. Зниження пористості аерації до 10% порушує надходження кисню до грунту і призводить до зниження ОВП. Вміст у грунтовому повітрі СО2 зумовлює виникнення у грунті відновних умов. Температурний режим опосередковано впливає і на зміну ОВП, і на мікроорганізми, утворюючи відповідні продукти їх життєдіяльності.

Роль ОВ процесів у грунтоутворенні і родючості грунтів. ОВ процеси зв’язані з процесами перетворення рослинних решток, накопичення гумусу. Надлишкове зволоження уповільнює розклад органічної речовини, утворюються фульвокислоти. При змінах зволоження і висушування, відновлення й окиснення виникають процеси розкладу органічної речовини, решток;дегуміфікації. 
ОВ-режим впливає на співвідношення у грунті елементів з різним ступенем окиснення. При відновленні сполук заліза і марганцю підвищується їх розчинність, рухомість, вони мігрують по профілю.

За характером ОВ-режиму грунти поділяються на групи: 
– грунти з абсолютним пануванням окиснювальної обстановки (автоморфні грунти степів, напівпустель, пустель – чорноземи, каштанові, сіро-коричневі, бурі напівпустельні, сіроземи тощо); 
– грунти з пануванням окиснювальних умов при можливому прояві відновлювальних процесів в окремі вологі роки або сезони (автоморфні грунти тайгово-лісової зони, вологих субтропіків – підзолисті, дерново-підзолисті, червоноземи, жовтоземи тощо); 
– грунти з контрастним ОВ-режимом (напівгідроморфні різновиди підзолистих, дерново-підзолистих, бурих лісових грунтів тощо); 
– грунти зі стійким відновлювальним режимом (болотні, гідроморфні солончаки, солоді тощо).

З відновними явищами зв’язаний розвиток у сезонно надлишково зволожених грунтах елювіально-глейового процесу, формування елювіальних горизонтів. При зміні відновних умов на окисні виникають залізо-марганцеві новоутворення: ортштейни, бобовини, плівки і тощо. Поживний режим складається несприятливо як при різко окисних, так і при різко відновних умовах: анаеробіоз призводить до накопичення у грунтах NH3, CH4, H2S і т.п. Головні прийоми регулювання ОВ-умов – оптимізація водно-повітряного режиму грунтів.

При виконанні попередніх завдань ми переконалися в тому, що грунт має досить складний склад. Великі і тонкодисперсні мінеральні частинки, залишки тварин і рослинних організмів, а так само специфічні грунтові, органічні сполуки утворюють складну структуру з великою кількістю порожнеч і пір різної конфігурації. Пориста грунтова маса, проникна для води і повітря, є своєрідним природним фільтром. Властивість грунту затримувати, поглинати тверді, рідкі та газоподібні речовини, що знаходяться в зіткненні з твердою фазою грунту,називається її поглинальною здатністю. Ця здатність грунту визначається різними причинами [2-4].

Механічна поглинальна здатність. При фільтрації води через грунт в грунтових порах і капілярах затримуються відносно великі частки, зважені в поверхневих водах: дрібні частинки глини та піску, дрібний органічний детрітус і т.п. Механічна поглинальна здатність грунту обумовлює чистоту ключових грунтових вод, що утворюються з поверхні вод, митних від великої кількості механічних домішок. Явище механічної поглинальної здатності використовується при влаштуванні штучних фільтрів для очищення води.

Молекулярно-сорбційна(поглинальна здатність. Обумовлюється тяжінням окремих молекул до поверхні твердих грунтових часток в результаті прояву так званої поверхневої енергії. Інтенсивність прояву поверхневої енергії залежить від величини поверхні грунтових частинок і, отже, зобов’язана присутності в грунті тонкодисперсних частинок. Ці частинки можуть притягувати молекули газів(Наприклад, молекули водяної пари з повітря), молекул рідких речовин. Наявність плівковою вологи навколо грунтових частинок обумовлено поверхневими силами. Нарешті, в результаті поверхневої енергії грунтовими частками поглинаються недисоційовану на іони молекули речовин, що знаходяться у вигляді молекулярного розчину. Наприклад, при проходженні через грунт гнойової рідини з останньої поглинаються молекули органічних сполук внаслідок їх тяжіння до поверхні тонких частинок. В результаті цього ж явища відбувається знебарвлення неконцентрованих водних розчинів анілінових фарб при проходженні їх через грунт.

Слід підкреслити, що сорбовані молекули не входять до складу твердих частинок, а лише концентруються у їх поверхні.

Іонно-сорбційна (фізико-хімічна) поглинальна здатність , що представляє поглинальну здатність у тісному сенсі цього слова, полягає в обміні сорбованих іонів тонкодисперсної частини грунту на іони грунтового розчину. Між грунтовою високодисперсною масою (грунтовим поглинаючим комплексом) і грунтовим розчином існує динамічна рівновага. Зміна в складі грунтового розчину викликає відповідні зміни в складі поглинених іонів. Особливо важливе значення в іонному грунтовому обміні мають катіони. Поглинання аніонів менш вивчено.

Різні типи грунтів відрізняються величиною ємності поглинання і мають певний склад поглинених катіонів.

Грунти, поглинений комплекс яких представлений катіонами металів (переважно катіонами лугів і лужних земель), називаються насиченими. До них відносяться чорноземи,каштанові грунти, сіроземи і ряд інших грунтів. Грунти, що містять у складі поглиненого комплексу іон водню,називаються ненасиченими. Сюди відносяться підзолисті грунти, червоноземи і інші грунти, переважно гумідних ландшафтів.

Величина ємності поглинання грунтів визначається мінеральним складом високодисперсної частини порід,на яких сформовані ці грунти, і вмістом в них гумусу. Як правило,глинисті важкі грунти мають велику ємність поглинання, ніж піщані.

Склад поглинених катіонів впливає на ряд важливих властивостей грунту. Зокрема, здатність до розпаду грунтових агрегатів на механічні частки, максимальна гігроскопічність,висота підняття води, пластичність, електропровідність і ряд інших якостей грунту є найбільшими у разі переважання в поглиненому комплексі натрію. Ступінь вираженості цих властивостей зменшується при переважанні в поглиненому комплексі калію, магнію, кальцію. Швидкість всмоктування води,міцність структури грунтів і деякі інші показники будуть послідовно зменшуватися при переважанні кальцію, магнію, калію і натрію.

Хімічна поглинальна здатність – освіту важко розчинних хімічних сполук у результаті обмінних реакцій в грунтовому розчині. Наприклад, виникнення новоутворень гіпсу в грунті протікає в такий спосіб:

Біологічна поглинальна здатність грунту присутністю в ній тваринних і рослинних організмів. У процесі свого життєвого циклу рослини і тварини накопичують деякі хімічні елементи, необхідні для нормальної життєдіяльності організмів. Після відмирання останніх накопичені елементи частково затримуються в грунті. Таким чином грунт поступово збагачується певними елементами. наприклад,вуглецем, азотом, фосфором та ін, а також деякими мікроелементами.

Методи визначення хімічного та біологічного поглинання грунту поки не розроблені. Кількісний аналіз іонносорбційної (обмінної) поглинаючої спроможності широко застосовується при аналізі грунту у вигляді визначення обмінних катіонів і ємності поглинання.

Здатність твердої фази ґрунту вбирати тверді, рідкі і газоподібні речовини називають вбирною здатністю.

Грунт вбирає речовини з ґрунтового розчину і ґрунтового повітря.

Залежно від природи вбирання він виділив такі типи вбирної здатності:

Механічне вбирання відбувається під час фільтрації води крізь грунт. При цьому пори і капіляри затримують частки, розмір яких більший за діаметр капілярів. Завдяки механічному вбиранню людина одержує чисту джерельну воду, а саме явище широко використовують при будівництві штучних фільтрів для очищення води.

Молекулярно-сорбційне (фізичне) вбирання проявляється в тому, що на поверхні колоїдів ґрунту вбираються молекули речовин, які мають полярну будову. Прикладом фізичного вбирання є адсорбція ґрунтом молекул води. Вода, увібрана колоїдами ґрунту, називається гігроскопічною. Глинисті ґрунти, які містять в собі велику кількість колоїдних часток, мають високу гігроскопічність, піщані, навпаки, є низькогігроскопічними.

Іонно-сорбційне або фізико-хімічне (обмінне) вбирання – здатність ґрунту вбирати на поверхні колоїдних часток іони і обмінювати їх на еквівалентну кількість іонів ґрунтового розчину.

Хімічне вбирання зумовлено утворенням в ґрунтовому розчині важкорозчинних сполук, які впадають в осад. Катіони і аніони, які надходять у грунт з атмосферними опадами, добривами тощо, взаємодіють з солями ґрунтового розчину. В результаті утворюються нерозчинні або важкорозчинні сполуки.

Наприклад:

CaCl2+Na2CO3®¯CaCO3+2NaCl

[ГВК2-]Ca2++Na2SO4®[ГВК2-]2Na-+¯CaSO4

Біологічне вбирання зумовлене здатністю живих організмів, що населяють грунт, засвоювати хімічні елементи. Після відмирання організмів засвоєні ними хімічні елементи акумулюються у верхньому шарі ґрунту у складі органічних речовин.

Тонкодисперсна частина ґрунту (частки розміром менше 0.001 мм) відіграє значну роль у фізико-хімічних процесах, що відбуваються у ґрунті. Колоїдна частина цієї фракції (частки розміром < 0,0001 мм) має велику питому поверхню і високу вбирну здатність, яка відіграє дуже важливу роль у ґрунтоутворенні.

Незалежно від походження колоїди несуть на своїй поверхні заряд. Природа виникнення заряду у мінеральних колоїдів пояснюється так. Уламки більшості глинистих мінералів мають кристалічну структуру. Всередині даного уламку енергетичні зв’язки між іонами, атомами чи групами атомів взаємно врівноважені, а на поверхні вони частково ненасичені. Поверхневі іони кристалічної решітки діють на вільні іони грунтового розчину – відштовхують однойменні заряди або притягують іони з протилежним зарядом. Явище притягання іонів колоїдною часткою називають сорбцією (лат.sorbere – вбирання) [1-2].

Сила сорбції окремого колоїду незначна. Проте при подрібненні уламків, коли різко зростає питома поверхня часток даної маси, сумарний ефект дії поверхневих іонів стає значним. Заряд колоїдів органічних речовин виникає за рахунок дисоціації водневих іонів карбоксильних (СООН-) і фенолгідроксильних (ОН-) груп.

Якщо колоїдні частки знаходяться в розчині і взаємодіють з його іонами, то вони набувають певної будови.

Поняття колоїдна міцела ввів у колоїдну хімію швейцарський вчений ґрунтознавець Г.Вігнер. Основою колоїдної міцели є ядро, яке являє собою складну сполуку аморфної або кристалічної будови різного хімічного складу. На поверхні ядра розташований шар іонів, який визначає потенціал частки. Ядро міцели з цим шаром іонів називають гранулою Між гранулою і розчином, що оточує колоїд, виникає електричний потенціал, завдяки якому з розчину вбираються іони з протилежним зарядом. Так формується шар компенсуючих іонів. Таким чином, навколо ядра міцели утворюється подвійний електронний шар. Іони компенсуючого шару, в свою чергу, розташовані навколо гранули двома шарами. Внутрішній – нерухомий шар, іони якого міцно утримуються на поверхні гранули. Гранулу разом з нерухомим шаром називають колоїдною часткою. Зовнішній шар компенсуючих іонів називають дифузним. Іони цього шару можуть еквівалентно обмінюватись на іони грунтового розчину.

В ґрунтах одночасно наявні мінеральні, органічні і органо-мінеральні колоїди.

Сукупність всіх колоїдів називають колоїдним, або ґрунтовим вбирним комплексом (КВК, ГВК).

Ґрунтові колоїди утворюються в процесі вивітрювання гірських порід і ґрунтоутворення в результаті подрібнення крупних часток або шляхом з’єднання молекулярно подрібнених речовин. В ґрунтових колоїдних розчинах вони становлять дисперсну фазу, де дисперсним середовищем є вода. Між дисперсною фазою і дисперсним середовищем постійно відбуваються процеси взаємодії, існує динамічна рівновага.

Фізичні властивості ґрунту і його родючість залежать від складу КВК і кількості увібраних іонів. Здебільшого в ґрунтах містяться мінеральні колоїди груп монтморилоніту і каолініту, органічні колоїди представлені гуміновими кислотами.

Загальну кількість катіонів, увібраних ґрунтовими колоїдами, називають ємкістю вбирання, або ємкістю катіонного обміну (ЄКО).

Це поняття ввів К.К.Гедройц. Цю величину виражають у міліграм-еквівалентах на 100 г ґрунту, вона залежить від механічного складу ґрунту, мінералогічного складу тонкодісперсної частини і вмісту гумусних речовин.

Ґрунти з високим вмістом тонкодисперсних часток (глинисті), природно, мають більшу ємкість вбирання порівняно з піщаними, які мають низьку питому поверхню.

Найбільшу ємкість вбирання мають глинисті ґрунти, у складі яких багато тонкодисперсних часток монтморилонітів і гумусних речовин. Прикладом таких ґрунтів є чорноземи, які сформувалися на лесах і лесовидних суглинках в умовах помірно-континентального клімату (таблиця 1).

 

 

Таблиця 1

Ємкість вбирання мінеральних і органічних колоїдів ґрунту

Глинисті мінерали і гумусні сполуки	Ємкість вбирання, мг-екв/100 г ґрунту
Глинисті мінерали групи каолініту (за М.І.Горбуновим, 963)	3 – 2
Глинисті мінерали групи монтморилоніту (за Шахтнабелем, 1952)	60 – 150
Гідрослюди (за М.І.Горбуновим, 1963)	20 – 50
Гумінові кислоти і їхні солі (за М.М.Кононовою,1963): –  підзолистих ґрунтів –  чорноземних ґрунтів	350 400 – 500

 

Ємкість вбирання, поряд з іншими факторами, зумовлює рівень родючості ґрунту. Чим вища ємкість вбирання, тим вища родючість ґрунту. Це пояснюється тим, що увібрані катіони доступні для живлення рослин. У процесі мінерального живлення відбувається обмін протонів водню (Н+), які виділяють кореневі волоски у складі органічних кислот, на катіони дифузного шару колоїдної міцели. Отже, чим більше грунт (ГВК) увібрав катіонів, тим більше в ньому поживних речовин. Найбільшу ємкість вбирання мають високородючі типи ґрунтів – чорноземи, сірі лісові і каштанові.

Важливе значення у формуванні фізичних властивостей і родючості ґрунтів має склад увібраних катіонів. Наявність в грунтах великої кількості двовалентних катіонів Са2+ і Mg2+ зумовлює коагуляцію грунтових колоїдів, яка лежить в основі формування структурних агрегатів. Структурні грунти, як відомо, мають оптимальні повітряний, водний і поживний режими. Колоїди, насичені одновалентними катіонами Na+, K+, протонами водню (Н+), у грунті перебувають у стані золю. Ці елементи спричиняють процес пептизації. Внаслідок заміни їх на дво- і тривалентні відбувається коагуляція. При вапнуванні (внесення СаСО3) і гіпсуванні (внесення CaSO4) грунтів Са2+ витісняє з ГВК увібрані Н+, К+, Na+ і зумовлює перехід золю в гель. В результаті, крім нейтралізації кислої або лужної реакції, поліпшується структурний стан ґрунту, підвищується його родючість. Цей приклад показує, що склад увібраних катіонів можна регулювати за допомогою засобів хімізації у напрямі підвищення родючості ґрунтів[3, 4].

Загальну кількість всіх обмінних катіонів, крім Н+ і Al3+, називають сумою обмінних катіонів.

Залежно від наявності у складі ГВК іонів водню і алюмінію грунти поділяють на насичені (Н+ і Al3+ не містять) і ненасичені основами. Ступінь насиченості ГВК основами виражають у процентах (від 0 до 100). Чим вищий ступінь насиченості ґрунту основами, тим вища його родючість. Насиченими на території України є чорноземи і каштанові ґрунти, ненасиченими – дерново-підзолисті і сірі лісові.

Явище вбирання частками ґрунту на своїй поверхні різних речовин має важливе значення в процесі ґрунтоутворення, у формуванні його родючості.

Вбирна здатність ґрунту забезпечує і регулює поживний режим ґрунту, сприяє накопиченню елементів мінерального живлення рослин. Сума обмінних катіонів – один з основних показників характеристики ґрунту, його природної родючості. При внесенні в грунт органічних і мінеральних добрив колоїди ґрунту вбирають (накопичують) у верхньому шарі ґрунту поживні елементи для рослин.

Вбирна здатність ґрунту регулює реакцію ґрунту та її водно-фізичні властивості. Органічні кислоти, які надходять у грунт (продукти життєдіяльності мікроорганізмів і рослин), і кислоти, які синтезуються в ґрунті, частково нейтралізуються вільними основами, а частково (у вигляді Н+) вбираються ГВК. При цьому активна кислотність ґрунтового розчину зменшується. Коагуляція і пептизація, які відбуваються в результаті зміни складу увібраних катіонів, зумовлюють структурний або безструктурний стан ґрунтової маси. Структурні ґрунти мають високі водопроникність і вологоємкість, низьку водопідіймальну здатність. Безструктурні ґрунти, навпаки, мають погані водно-фізичні властивості, а саме низьку водопроникненість, малу вологоємкість. У безструктурних ґрунтах мало повітря. Їх частки легко піднімаються вітром і переносяться на великі відстані. На таких ґрунтах часто бувають пилові бурі [1].

Основні процеси ґрунтоутворення відбуваються лише при наявності вільної води. Ґрунтова волога є тим середовищем, в якому відбуваються процеси синтезу і розкладання органічних речовин, міграція і акумуляція хімічних елементів, різноманітні хімічні реакції, коагуляція, пептизація тощо. Багато речовин міститься у воді в розчиненому стані. Тому ґрунтову вологу називають ґрунтовим розчином.

Хімічний склад і значення ґрунтового розчину в ґрунтоутворенні вивчав відомий ґрунтознавець С.О.Захаров. Виходячи з того, що ґрунтовий розчин відіграє дуже велику роль в ґрунтоутворенні і живленні рослин, Г.М.Висоцький дійшов висновку:”Вода в ґрунті – все одно, що кров в організмі”.

Ґрунтовий розчин – найактивніша частина ґрунту. Він постійно перебуває в стані динамічної рівноваги з твердою фазою і повітрям ґрунту.

Більша частина хімічних сполук перебуває в ґрунтовому розчині у вигляді іонів. Основними катіонами ґрунтового розчину є Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH4+, H+. В незначній кількості містяться рідкісні та розсіяні елементи, а саме: Cu2+, Pb2+, Zn2+, Ni2+, Co2+ та ін. В засолених ґрунтах багато Na+, Mg2+, Sr2+ і B3+.

Основними аніонами ґрунтового розчину є (НСО3)-, (NO2)-, (NO3)-, (PO4)3-, (SO4)2-, Cl- та ін. У незасолених ґрунтах переважає бікарбонат-іон, а в засолених – хлор- і сульфат-іон.

Крім мінеральних сполук у ґрунтовому розчині містяться водорозчинні органічні сполуки: органічні кислоти, фульвокислоти, амінокислоти, цукри, спирти та ін.

Концентрація розчинених речовин визначає величину осмотичного тиску ґрунтового розчину. Осмотичний тиск незасолених грунтів не перевищує 2-3 атмосфери. У посушливі періоди, коли концентрація грунтового розчину підвищується, підвищується і осмотичний тиск, при зволоженні грунту – знижується. У засолених ґрунтах осмотичний тиск ґрунтового розчину досягає 10 атм і більше.

Величина осмотичного тиску впливає на засвоєння води корінням рослин. Якщо осмотичний тиск ґрунтового розчину більший, ніж тиск клітинного соку, то надходження води в кореневі волоски припиняється, незважаючи на значний вміст вільної води в ґрунті. В цьому разі рослина гине від фізіологічної посухи.

Від складу і концентрації речовин, розчинених в ґрунтовому розчині, залежить його активна реакція. Реакція ґрунтового розчину зумовлюється наявністю і співвідношенням в ньому водневих (Н+) і гідроксильних (ОН-) іонів. Величину активної реакції виражають в одиницях рН – десятичний логарифм концентрації Н+-іонів з від’ємним знаком. Отже, рН = -lg [H+].

Вода в звичайних умовах в незначній кількості дисоціює, тобто розпадається на іони Н+ і ОН-. Концентрація їх незначна. Добуток концентрації [H+]×[ОН-] = 10-14. В ідеально чистій воді концентрація цих іонів однакова: [H+]×[ОН-] = 10-7.

Збільшення концентрації іонів Н+ (доливання кислоти) зумовлює кислу реакцію розчину [H+] > 10-7. Збільшення концентрації основ підвищує концентрацію іонів ОН- Розчин набуває лужної реакції [ОН-] > 10-7.

В нейтральних розчинах, в яких [H+] = [ОН-] = 10-7, величина рН = 7, в кислих – менша 7, в лужних – більша 7. Рн ґрунтових розчинів коливається в межах від 3 до 9.

Залежно від стану іонів Н+ розрізняють актуальну і потенційну кислотність.

Актуальна кислотність (рНв или рНН2О) зумовлена наявністю в ґрунтовому розчині вільних іонів Н+. Її величину (рН) визначають у водних витяжках.

Потенціальна кислотність зумовлена наявністю в ГВК увібраних іонів Н+ і Аl3+, які знаходяться в твердій фазі ґрунту. Іони алюмінію підкислюють розчин внаслідок гідролізу солей алюмінію.

AlCl3+ 3H2O®Al(OH)3+ 3HCl

За способом визначення потенційної кислотності виділяють обмінну і гідролітичну кислотності.

Обмінна кислотність (рНKCl або рНс) – концентрація іонів водню, витіснених з дифузного шару колоїдної міцели катіонами нейтральних солей. Для визначення обмінної кислотності використовують 1.0 н. розчин KCl (рН близько 6,0).

Гідролітична кислотність (Нг). Іони водню утримуються колоїдною часткою дуже міцно і при обміні з катіонами нейтральної солі повністю не витісняються. Якщо діяти на грунт гідролітично лужною сіллю (солі з сильною основою і слабким кислотним залишком), то відбудеться майже повне витіснення увібраних іонів водню. Для визначення гідролітичної кислотності використовують ІМ розчин CH3COONa (рН близько 8,2) [4].

Кисла реакція ґрунтів несприятлива для більшості культурних рослин і корисних мікроорганізмів. Вона негативно впливає на процес формування родючості ґрунтів. Кислі ґрунти мають погані фізичні властивості. Через відсутність основ органічна речовина в цих ґрунтах не закріплюється, вони бідні на поживні елементи, не містять хлоридів, сульфатів, карбонатів, їх грантова маса погано оструктурена. Отже, ступінь кислотності ґрунтів є важливим показником під час оцінки генетичної і виробничої якості ґрунту.

За величиною рН ґрунти поділяють на сім агровиробничних груп (таблиця 2).

 

 

 

 

 

Таблиця 2

Агровиробничі групи ґрунтів за величиною рН

рН	Група грунтів	Тип ґрунтів
< 4,5	Сильнокислі	Болотні, болотно-підзолисті, підзолисті, червоноземи, тропічні
4,5 – 5,5	Кислі	Підзолисті, дерново-підзолисті, червоноземи, тропічні
5,5 – 6,5	Слабокислі	Підзолисті, дерново-підзолисті, сірі лісові, червоноземи, тропічні
6,5 – 7,0	Нейтральні	Сірі лісові, чорноземи
7,0 – 7,5	Слабколужні	Чорноземи південні, каштанові
7.5 – 8.5	Лужні	Солонці, солончаки
> 8,5	Сильнолужні	Содові солонці, солончаки

 

Кожна агровиробнича група потребує певних меліоративних заходів. Для нейтралізації надлишкової кислотності проводять вапнування ґрунтів. Дозу вапна розраховують за гідролітичною кислотністю орного горизонту. Внесена доза вапна має повністю нейтралізувати увібрані Н+ і AL3+. Якщо 20-сантиметровий шар ґрунту має щільність 1.3 г/см3, його маса на площі 1 га становитиме 2600т. Встановлено, що для нейтралізації 1 г-екв гідролітичної кислотності на 100 г ґрунту на 1 га слід вносити 1.3 т СаСО3. Проте в грунт вносять не повну дозу вапна, а певну її частину залежно від біологічних особливостей культурних рослин.

Лужна реакція ґрунтових розчинів може бути зумовлена різними сполуками: карбонатами, гідрокарбонатами хлоридами і сульфатами лужних і лужноземельних металів, гуматами натрію, силікатами та іншими сполуками. Основну роль при цьому відіграють гідролітично лужні солі слабких кислот, а саме: карбонати натрію і калію, карбонати кальцію і магнію.

Розрізняють актуальну (активну) і потенціальну лужність.

Актуальна лужність зумовлена наявністю в ґрунтовому розчині гідролітично лужних солей, під час дисоціації яких утворюється значна кількість гідроксильних іонів. Лужність ґрунту визначають титруванням водної витяжки в присутності різних індикаторів і виражають в міліграм-еквівалентах на 100г ґрунту.

Висока лужність несприятлива для росту і розвитку більшості сільськогосподарських рослин. Лужні ґрунти мають низьку родючість, несприятливі фізичні властивості і хімічний склад. Вони, як правило, тверді, зцементовані, безструктурні, у вологому стані в’язкі, липкі, водонепроникні.

Меліорація лужних ґрунтів проводиться внесенням гіпсу (гіпсування) та інших солей (кальцієва селітра сульфат заліза), піритні недогарки). При цьому відбувається заміщення обмінного натрію на кальцій [2].

Сульфат натрію, який при цьому утворюється, потрібно вимити прісною водою в нижні горизонти. При внесенні гіпсу також відбувається нейтралізація соди, яка є найшкідливішою сполукою в засолених грунтах.

+

Содові солончаки доцільно меліорувати сірчаною кислотою (кислування).

Зростаюча кислотність ґрунтового покриву — одна з найгостріших проблем сучасності та найближчою майбутнього. Процес підкислення ґрунтів набуває глобальних масштабів, спричиню­ючи негативні агрогеохімічні наслідки. 
Особливу тривогу викликає те, що явище підкислення ґрун­тів має прихований і в багатьох випадках вторинний характер. Спочатку відбувається процес декальцинації, а потім, значно пізніше, спостерігається підкислення ґрунту. Нерідко вже про­вапновані ґрунти знов стають кислими. З’являються кислі ґрун­ти і в районах, де їх раніше не було. 
Причин, що обумовлюють підкислення, багато. Найістотні­шими з них є кислотні дощі, низький рівень удобрювання ґрун­тів органікою, необґрунтовано інтенсивне застосування засобів хімізації в землеробстві. Отже, вторинне підкислення ґрунтів має переважно антропогенне походження. За даними ЮНЕСКО, в атмосферу надходить 10⁹т/рік кис­лотних агентів газового та аерозольного характеру. Це насампе­ред сполуки сірки, азоту, вуглецю і хлору. При їх окисненні та конденсації утворюється сірчана, соляна, вугільна й азотна кис­лоти, які випадають на ґрунти з дощовою водою. 
Найбільше кислотних дощів випадає у країнах Скандинав­ського півострова. Нині добре відомо, що підкислення ґрун­тів — це проблема східних районів США, Канади, Німеччини, Великої Британії, Бельгії, Польщі, України, Молдови, країн Прибалтики, низки областей Росії. 
Ґрунти утворюються під впливом клімату, живих організмів, складу і будови материнських гірських порід, рельєфу місцевості і віку території. Від клімату залежить кількість опадів, що впливає на розвиток рослинності, життєдіяльність мікроорганізмів, розчиння різних сполук у ґрунті та їх переміщення. Температура впливає на перебіг хімічних і біохімічних реакцій. 
У результаті взаємодії багатьох складних процесів формується хімічний склад ґрунту. 
Ґрунт складається з різноманітних мінеральних, органічних та органо-мінеральних сполук. Найважливішою складовою частиною ґрунту є гумус – перегній. Він утворюється з органічних рослинно-тваринних решток, які щорічно потрапляють у ґрунт і під впливом життєдіяльності мікроорганізмів розкладаються й синтезуються.  Хімічний склад ґрунту суттєво впливає на його родючість, на його фізичні та біологічні властивості. 
Рослинний опад в лісах і відмерла трав’яна рослинність після розкладу мікроорганізмами дають багато органічної речовини, збільшуючи потужність ґрунту. Частково гумус мінералізується і знову під впливом мікроорганізмів переходить в доступні рослинам мінеральні сполуки. 
Ґрунт містить мікроелементи (азот, фосфор, калій, кальцій, магній, сірку, залізо та ін.) і мікроелементи (бор, марганець, молібден, мідь, цинк та ін.), які рослини споживають у невеликих кількостях. Їх співвідношення і визначає хімічний склад ґрунту. Він залежить від вмісту елементів в материнській породі, кліматичних факторів, рослинності. Чим більше зволожений ґрунт, тим переважно бідніше мінеральними сполуками її верхні горизонти. 
Хімічний склад ґрунту постійно видозмінюється під впливом життєдіяльності організмів, клімату, діяльності людини. При внесенні добривами ґрунт збагачується живильними речовинами. В залежності від наявності тих чи інших хімічних елементів виділяють кислотність ґрунту. Основне природне джерело кислотності ґрунту – органічні кислоти. Вони утворюються при розкладі рослинних залишків мікроорганізмів без доступу повітря і просочуються в товщу ґрунту з атмосферною вологою. Підкислення ґрунту відбувається також, коли осади вимивають кальцій і магній з кореневоживого шару. Кислоти можуть накопичуватися в ґрунті і від систематичного застосування так званих фізіологічних кислотних добрив (сульфат амонію, хлористий амоній тощо). 
Кислотність ґрунту визивають іони водню, які утворюються при дисоціації кислот і гідролітичних кислих солей, а також поглинуті самими дрібними частинками ґрунту – коллоїдами, які можуть переходити в ґрунтовий розчин. 
Підвищення кислотність негативно впливає на ріст і розвиток більшості культурних рослин, заважає сприятливому ходу мікробіологічних процесів в ґрунті. Особливо чутливі до підвищеної кислотності люцерна, пшениця, кукурудза та ін.  Також виділяють серед хімічних явищ пов’язаних з ґрунтом засолення ґрунтів. Засоленням ґрунтів називається збільшення переважного вмісту легкорозчинних солей в ґрунті (понад 0,25%), що призводить до утворення солонцюватих і солончакових ґрунтів. 
Розумне регулювання хімічного складу ґрунту може підвищувати родючість ґрунту, і навпаки, невміле використання мінеральних добрив, неправильна обробка ґрунту – може змінити хімічний склад ґрунту в негативну сторону і стати причиною спустошення родючих земель.   
Кожній природній зоні властивий свій ґрунтовий покрив, який характеризується тільки йому властивою генетико-морфологічною будовою. 
На рівнинній частині України виділяють три основні ґрунтові зони: дерново-підзолистих, сірих лісових і чорноземних ґрунтів. Ґрунти гірських областей мають вертикальну поясність. На півночі України – в зоні Українського Полісся – під дубово-сосновими лісами з розвинутим трав’яним покривом формуються дерново-підзолисті ґрунти, які мають слабкий і середній ступінь підзолистості. 
Хід пізолотворчого процесу такий. Під пологом мішаного лісу на поверхні ґрунту завжди лежить шар лісової підстилки. В ній відбувається безперервний процес розкладання органічних решток, нагромадження гумусних речовин. Але оскільки в лісах відбувається переважно низхідний рух вологи, гумусові легкорозчинні речовини з верхнього шару переміщуються на значну глибину і там осідають. Завдяки цьому верхній, гумусовий, горизонт має сіре забарвлення [3-4]. 
Дерново-підзолисті ґрунти, як правило, гумусу містять тільки  1-3%, мають кислу реакцію, потребують вапнування. При внесенні органічних та мінеральних добрив стають родючими. Зростаюча кислотність ґрунтового покриву — одна з найгостріших проблем сучасності та найближчою майбутнього. Процес підкислення ґрунтів набуває глобальних масштабів, спричиню­ючи негативні агрогеохімічні наслідки. 
Особливу тривогу викликає те, що явище підкислення ґрун­тів має прихований і в багатьох випадках вторинний характер. Спочатку відбувається процес декальцинації, а потім, значно пізніше, спостерігається підкислення ґрунту. Нерідко вже про­вапновані ґрунти знов стають кислими. З’являються кислі ґрун­ти і в районах, де їх раніше не було. Причин, що обумовлюють підкислення, багато. Найістотні­шими з них є кислотні дощі, низький рівень удобрювання ґрун­тів органікою, необґрунтовано інтенсивне застосування засобів хімізації в землеробстві. Отже, вторинне підкислення ґрунтів має переважно антропогенне походження. За даними ЮНЕСКО, в атмосферу надходить 10⁹т/рік кис­лотних агентів газового та аерозольного характеру. Це насампе­ред сполуки сірки, азоту, вуглецю і хлору. При їх окисненні та конденсації утворюється сірчана, соляна, вугільна й азотна кис­лоти, які випадають на ґрунти з дощовою водою. 
Найбільше кислотних дощів випадає у країнах Скандинав­ського півострова. Нині добре відомо, що підкислення ґрун­тів — це проблема східних районів США, Канади, Німеччини, Великої Британії, Бельгії, Польщі, України, Молдови, країн Прибалтики, низки областей Росії. 
За останні 50—60 років спостерігається загальнопланетарне підвищення кислотності дощових опадів. Сильне зростання цього показника зареєстровано в багатьох індустріальних районах Швеції, Норвегії, США та Канади. У цих країнах рН дощової води знизився з 6—6,5 до 5—4,6, а в окремі періоди до 4—3,5. За свідченням В. А. Ковди (1989), у Підмосков’ї (Росія) спостеріга­лись випадки, коли рН дощової води опускався до 3—2,6. 
Особливо висока кислотність вод виникає під час весняного сніготанення. Реакція таких вод може досягати рН 4—3,5. Кислі талі та дощові води, потрапляючи у ґрунт, спричинюють підки­слення всього профілю ґрунту, а нерідко підкислюють і підґрунтові води. Кислоти, потрапляючи в ґрунт, взаємодіють з його органічною та мінеральною частинами. 
Встановлено, що гідроліз і нітрифікація однієї граммолекули NH₄NO₃ дає в результаті дві грам-молекули HNO₃. При нітри­фікації однієї грам-молекули (NH₄)₂SO₄ утворюються дві грам-молекули азотної і одна молекула сірчаної кислоти. З однієї грам-молекули NH₄OH за певних умов може утворитися одна грам-молекула азотної кислоти (Новоторов, 1989). 
Тому темпи вапнування ґрунтів повинні перевищувати вне­сення мінеральних добрив. Невиконання цього правила призве­де до вторинного підкислення ґрунтів. 
В Україні є понад 11 млн га дерново-підзолистих, бурозем­них, сірих опідзолених ґрунтів і чорноземів опідзолених з під­вищеною кислотністю, з яких 7, 8 млн га припадає на ріллю, понад 3 млн га — на природні кормові угіддя (Мазур та ін., 1984). 
За даними ІГА УААІІ, наприклад, в Україні внесення пожив­них елементів з мінеральними добривами зросло у середньому за рік у 1971-1975 і 1976-1980 pp. відповідно на 84 та 147 % порів­няно з періодом 1966—1970 pp. Використання вапнякових матеріа­лів зросло всього на ЗО %. У цей період спостерігалось збільшення площ слабо- і середньокислих фунтів за рахунок зменшення площ фунтів з близькою до нейтральної реакції, особливо в районах бу­рякосіяння, де площа слабокислих ґрунтів збільшилась на 555, а середньокислих — на 196 тис. га (Грінченко, 1989). Підсилювались процеси декальцинації і вторинного підкис­лення чорноземів вилугованих, типових і звичайних через ши­роке впровадження у виробництво індустріальних та інтенсив­них технологій вирощування сільськогосподарських культур з внесенням підвищених і високих норм мінеральних добрив. 
У 90-х роках рівень внесення мінеральних добрив різко змен­шився і 1998—1999 pp. становив лише 17—20 кг діючої речови­ни на 1 га. У той же час знизились і норми внесення органічних добрив та хімічних меліорантів. Тому ситуація щодо підкислен­ня і декальцинації ґрунтів наприкінці 90-х років не змінилася. На підкислення і декальцинацію ґрунтів істотно впливають та­кож кислотні дощі, викиди промислових підприємств, перене­сення водою і вітром продуктів з териконів та відвалів розкрив­них робіт. 
На основі дослідів НАУ встановлено, що внесення міне­ральних добрив без вапнякових матеріалів спричинює підкис­лення чорноземів типових, початкова реакція яких була близькою до нейтральної. При тривалому внесенні під­вищених доз мінеральних добрив спостерігається зростання активної кислотності. Внесення азотних добрив ще більш під­вищує активну кислотність фунту порівняно з внесенням фос­форно-калійних добрив. Найбільша активна кислотність від­мічається при внесенні 157 кг/га азоту. Аналогічні зміни при внесенні мінеральних добрив відбуваються і з обмінною кис­лотністю, але найбільш істотно збільшується обмінна титро­вана та гідролітична кислотність. Перша зростає у 2—2,3 раза, друга — у 2,5—3,8 раза. 
Під впливом підвищених норм мінеральних добрив змінює­ться також склад обмінних катіонів. Знижується сума увібраних основ. Ємність катіонного обміну чорнозему типового дещо зростає під впливом внесення добрив, але збільшення її від­бувається за рахунок гідролітичної кислотності. Наведені дані свідчать, що на чорноземах типових за наявності високих норм мінеральних добрив потрібно вносити вапнякові матеріали. За існуючими рекомендаціями, на кожен центнер фізіологічно кислих туків слід вносити від 0,4 до 3 ц СаСО₃. 
Дози CaCOj для нейтралізації фізіологічне кислих добрив, ц на 1 ц туків 
Добриво Хлористий амоній NH₄Cl Сульфат амонію (NH₄)₂SO₄-Сульфат амонію-натрію “(NHi)₂‘SO₄ Аміачна селітра NH₄NO₃ Аміачна вода МН₃-Ь Н₂О Аміак безводний NH₃ Сечовина CO(NH₂)₂ Амофос NH₄H₂PO₄ 
Na₂S0₄ 
Доза СаСОз 
1,40 1,20 1,90 0,75 0,40 2,9-3,0 0,80 0,65 
За даними В. Н. Гуртової та А. 1. Савича (1980), істотний вплив на кислотність ґрунту можуть мати промислові викиди, що містять сульфіди та оксиди металів. У ґрунті вони утворю­ють сірчану кислоту, яка обумовлює підкислення. На освоєних болотних ґрунтах підкислення може бути спричинене окисненням сульфідів заліза та мангану. На цих ґрунтах дренажними водами виносяться сполуки кальцію, магнію та калію, тому для підвищення їх родючості слід провезти вапнування. Втрати гумусу супроводжуються погіршенням агрофізичних вла­стивостей ґрунтів. Дослідження В. В. Медведєва (1982) свідчать про таке їх погіршення порівняно з цілиною: на 4—11 % маси ґрунту зросла брилистість, на 3—6 % — розпорошеність, на 10— 18 % знизився вміст агрономічне цінних агрегатів (розмір 10— 0,25 мм), на 15—19 % — водотривкість ґрунтової структури, на 16—26 % — механічна міцність, на 2—4 % — пористість агрега­тів розміром від 5 до 0,25 мм при середніх значеннях цих пока­зників на цілині 8, 15, 17, 55, 90, 42 % відповідно. Водопроник­ність ґрунтів в максимально розпушеному стані становить 120— 142 мм/год, а при рівноважній щільності — 55 мм/год. Зміна структурного стану, погіршення водно-фізичних власти­востей обумовили підсилення процесів водної ерозії, дефляції, зниження потенціальної і ефективної родючості. 
Агрофізична деградація призвела до зменшення глибини коренемісткого шару, зниження польової вологоємності, діапазону активної вологи, її доступність рослинам, а також рухомість елементів живлення. Погіршилась якість обробітку ґрунту і збільшились затрати на його проведення. 
Істотним чинником змін в агроекосисгемі є застосування сільськогосподарських машин. Сучасні трактори, автомобілі та сільськогосподарські машини активно взаємодіють з ґрунтом, атмосферою і рослинами, в багатьох випадках це спричинює порушення ходу природних процесів в агроландшафті. Через не­правильне та надмірне використання сільськогосподарської тех­ніки вплив її на довкілля супроводжується забрудненням атмо­сфери, ґрунту та водойм, руйнуванням структури і переущіль­ненням ґрунту. Машинно-тракторні агрегати (tyl TA), виконуючи корисну роботу, у багатьох випадках надмірно ущільнюють об­роблюваний шар ґрунту. Особливо зріс негативний вплив МТА на ґрунт за останні роки, коли середня маса трактора збільши­лась у 1,5—2,4 раза, а кількість їх проходів по полю за вегета­ційний період зросла з 3—4 до 10—15 при вирощуванні зерно­вих і до 20—25 — просапних культур. Трактори К-700, К-700А, К-701, Т-150К, маса яких досягає 8-16 т, у разі проходження по пухкому вологому ґрунті за рахунок ударних впливів і вібрацій спричинюють його деформацію на гли­бину 60—80 см, а в окремих випадках і глибше. В місцевостях з пересіченим рельєфом і зливовим характером опадів глибокі колії нерідко перетворюються на яри, За посушливих умов рух важких МТА з підвищеними швидкостями (до 10—30 км/год) призводить до руйнування структури ґрунту та підсилює процеси дефляції. Переущільнення ґрунтів відбувається внаслідок холостих переїздів МТА по полю, внесення органічних і мінеральних добрив, переве­зення сільськогосподарської продукції вантажними автомобілями. 
Такі агротехнічні заходи, як лущення стерні, основний обробі­ток ґрунту, вирівнювання поверхні, культивація, боронування, по­сів, догляд за посівами виконуються за існуючими технологіями окремо, а багато з них і неодноразово. Тому в період польових ро­біт поверхня поля покривається ущільненими смугами, сумарна поверхня яких значно перевищує площу поля. За даними В. В. Медведева та співавт. (1964), при вирощуванні озимої пшениці площа, ущільнення 1 га (без урахування збирально-транспортних опера­цій) досягає в середньому 22—26 тис. м², кукурудзи — 18—30, цук­рового буряка — 30—32 тис. м². Дослідження В. В. Медведєва та спївавт. (1989) показали, що трактори всіх марок ущільнюють ґрунт на глибину 50—60 см і глибше , а сліди колії коліс­ного трактора Т-150К видно протягом всього періоду вегетації. Ущільнений чорнозем цілком втрачає міжагрегатні пори. Ґрун­тові агрегати деформуються, витягуються у горизонтальному на­прямку, збільшуючи свою щільність. Це призводить до знижен­ня водо- , повітро- та коренепроникності ґрунту[4]. 
За наявності ущільнення тракторами у ґрунті змінюється співвідношення між твердою і газоподібною фазами. Найбіль­ше змінюється щільність одного шару, ЇЇ максимальні значення.  Від складу і кон­центрації речовин, розчинених в ґрунтовому розчині, залежить йо­го активна реакція. Реакція ґрунтового розчину зумовлюється наявністю і співвідношенням в ньому водневих (Н+) і гідроксильних (ОН~) іонів. Величину активної реакції виражають в одиницях рН десятичний логарифм концентрації Н+-іонів з від’ємним зна­ком. Отже, рН =lgH⁺]. 
Вода в звичайних умовах в незначній кількості дисоціює, тобто розпадається на іони Н+ і ОН~. Концентрація їх незначна. Добу­ток концентрацій [Н^ь] * [ОН~ ] = 10~^и. В ідеально чистій воді концентрація цих іонів однакова: [Н>] == [ОН~] ==10~⁷. 
Збільшення концентрації іонів Іі+ (доливання кислоти) зумов­лює кислу реакцію розчину [Н+]>10-⁷. Збільшення концентрації основ підвищує концентрацію іонів ОН~. Розчин набуває лужної реакції [ОН-]>10-⁷. В нейтральних розчинах, в яких [Н+] = [ОН~] =10~⁷, величи­на рН —7, в кислих — менше 7, в лужних — більше 7. рН ґрунто­вих розчинів коливається в межах від 3 до 9. 
Залежно від стану іонів Іі+ розрізняють актуальну і потенці­альну кислотність. 
Актуальна кислотність зумовлена наявністю в ґрунтовому роз­чині вільних іонів Н+. її величину (рН) визначають у водних ви­тяжках. 
Потенціальна кислотність зумовлена наявністю в ГВК увібра­них іонів Н+ і А1³+, які знаходяться в твердій фазі ґрунту. Іони алюмінію підкислюють ґрунтовий розчин внаслідок гідролізу солей 
алюмінію. 
АІСІз + ЗН₂О ->. А1(ОН)₃ + ЗНС1. За способом визначення потенціальної кислотності виділяють обмінну і гідролітичну кислотності. 
Обмінна кислотність — концентрація іонів водню, витіснених з дифузного шару колоїдної міцели катіонами нейтральних солей. Для визначення обмінної кислотності використовують 1,0 н. роз­чин КС1 (рН близько 6,0). 
Гідролітична кислотність. Іони водню утримуються колоїдною часткою дуже міцно і при обміні з катіонами нейтральної солі пов­ністю не витісняються. Якщо діяти па ґрунт гідролітичне лужною сіллю (солі з сильною основою і слабким кислотним залишком), то відбудеться майже повне витіснення увібраних іонів водню. Для визначення гідролітичної кислотності використовують ЇМрозчин CH₃COONa (рН близько 8,2). 
Меліорація кислих ґрунтів. Кисла реакція ґрунтів несприятлива для більшості культурних рослин і корисних мікроорганізмів. Вона негативно впливає па процес формування родючості ґрунтів. Кислі ґрунти мають погані фізичні властивості. Через відсутність основ поживні елементи, не містять хлоридів, сульфатів, карбонатів, їх ґрунтова маса погано оструктурена. Отже, ступінь кислотності ґрунтів е важливим показником під час оцінки генетичної і виробничої якості ґрунту. 
За величиною рН ґрунти поділяють на сім агровиробничих груп. 
Кожна агровиробнича група потребує певних меліоративних заходів. Для нейтралізації надлишкової кислотності проводять вап­нування ґрунтів. При внесенні вапна СаСО₃, реагуючи з вуглекислотою ґрунту, переходить у   розчинну   сполуку   Са(НСОз)2 Дозу вапна розраховують за гідролітичною кислотністю орного горизонту. Внесена доза вапна має повністю нейтралізувати уві­брані Н+ і А1³+. Якщо 20-сантиметровий шар ґрунту має щільність 1,3 г/см³, його маса на площі 1 га становитиме 2600 т. Встановле­но, що для нейтралізації 1 г-екв гідролітичної кислотності на 100 г ґрунту на 1 га слід вносити 1,3 т СаСО₃. Проте в ґрунт вно­сять не повну дозу вапна, а певну її частину залежно від біологіч­них особливостей культурних рослин. 
Доведено, що між рН сольової витяжки і гідролітичною кислот­ністю ґрунту певного механічного складу існує чітка кореляційна залежність. Враховуючи це, розроблені спеціальні таблиці, що да­ють змогу визначити дозу за рН сольової витяжки. Кислотність грунтів визначається величиною концентрації іонів водню в грунтовому розчині. Вода,в слабкому ступені піддаючись електролітичної дисоціації, розпадається на два іона: Н + і ОН-. Концентрація цих іонів незначна; твір концентрації

[Н +] [ОН-] = 10-14.

У абсолютно чистій водіповинно знаходитися рівну кількість

[Н +] = [ОН-] = 10-7.

Кислоти, присутнів грунтовому розчині, підвищують концентрацію Н +-іонів ([Н +]> 10-7) істворюють кислу реакцію. Присутність підстав або лугів підвищує концентраціюОН +-іонів і створює лужну реакцію ([Н +] <10-7).

Оскільки мати справу зтакими малими показниками незручно, оперують з негативним десятковимлогарифмом величин концентрацій Н +-іона. Цей логарифм позначається через рН. Отже,

рН =-Ig [Н] +.

У нейтральних розчинахвеличина рН = 7, в лужних рН> 7, в кислих-рН <7. Величина рНгрунтового розчину змінюється від 3 до 9. Ступінь кислотності грунтів є надзвичайноважливим показником, так як визначає багато генетичні та виробничіякості грунту. У залежності від ступеня кислотності грунтових розчинів угрунті розчиняються різні легко-і середньо розчинні сполуки. У кислихгрунтах відсутні хлориди, сульфати, карбонати. У нейтральних грунтахприсутні карбонати і сліди сульфатів. В грунтах з лужною реакцієюнакопичуються не тільки карбонати, але і сульфати і хлориди [4].

Різні рослини напротягом багатовікового процесу природного відбору пристосувалися допевної концентрації елементів у різних грунтах. Кожна рослина маєпевний інтервал кислотності, при якому воно може нормально розвиватися.

Розрізняють активну(Актуальну), обмінну і гідролітичну кислотність грунту.

Активна кислотністьзалежить від концентрації іонів водню в грунтовому розчині і визначається придопомоги водних витяжок з грунту розчинами нейтральних солей (зазвичай розчиномхлористого калію). Повне витіснення поглинених іонів водню досягаєтьсявпливом на грунт розчином гідролітично лужної солі (зазвичай розчином оцтовокислогонатрію). У цьому випадку кислотність називається гідролітичною.

Визначення кислотності ґрунту

На  ріст  і  розвиток  рослин,  мікробіологічні,  хімічні  й  біохімічні  процеси

ґрунту  великий  вплив  має  реакція  ґрунту.  Від  реакції  ґрунту  значною  мірою залежить засвоєння рослинами поживних речовин ґрунту і добрив, мінералізація органічної  речовини,  ефективність  внесених  добрив,  урожайність сільськогосподарських культур та його якість.

Реакція  ґрунтового  розчину  залежить  від  співвідношення  в  ньому  іонів гідроксонію  Н₃0 ⁺ і  гідроксилу  ОН^–.  Іон  гідроксонію  утворюється  внаслідок приєднання протона до молекули води, іон гідроксилу— в разі його втрати. Хоч  кислотні  властивості  водних  розчинів  визначає  іон  гідроксонію  Н₃0⁺ , прийнято вживати символ Н⁺ замість Н₃0⁺ і говорити про іон водню, а не про іон гідроксонію.  Кислотність  ґрунту  зумовлюється  іонами  водню  й  алюмінію.  При  високій кислотності пригнічується ріст і розвиток конюшини, конопель, буряків, пшениці, люцерни, ячменю, капусти. Пригнічується також життєдіяльність нітрифікаторів і амоніфікаторів та інших корисних мікроорганізмів.

Слабокислу реакцію мають чорноземи вилугувані, чорноземи опідзолені та сірі лісові ґрунти, кислу чи сильнокислу— дерново-підзолисті ґрунти.  Розрізняють такі види кислотності: актуальну(або активну) і потенціальну.  Актуальна  кислотність  — це  кислотність  ґрунтового  розчину,  зумовлена підвищеною концентрацією в ньому іонів водню порівняно з іонами гідроксилу. Ця кислотність  створюється  вугільною  кислотою(Н2С03),  гідролітично  кислими

солями і водорозчинними органічними кислотами, які виділяються при розкладанні органічної речовини. Актуальна кислотність виражається величиною рН(від’ємний десятковий  логарифм  концентрації  іонів  водню  в  розчині). Реакцію  ґрунтового розчину характеризують величиною рН водної витяжки. Потенціальна кислотність зумовлена наявністю іонів водню та алюмінію в твердій  фазі  ґрунту  в  поглинутому  стані.  Вона  поділяється  на  обмінну  та гідролітичну  кислотність.  Обмінна  кислотність  ґрунту  зумовлена  обмінно-поглинутими іонами водню й алюмінію, які можуть бути витіснені з ГВК катіонами нейтральних  солей.  Ґрунти,  які  мають  високу  обмінну  кислотність, характеризуються  особливо  несприятливими  властивостями.  Крім  того,  обмінна кислотність  свідчить  про  значне  збіднення  ґрунту  обмінними  основами,  заміщеними відповідно до іонів водню та алюмінію. При внесенні на таких ґрунтах калійних добрив, внаслідок поглинання іонів калію і витіснення іонів водню та алюмінію із вбирного комплексу, може значно підвищитись кислотність ґрунту, що негативно впливає на формування врожаю.  Особливо шкідливою є обмінна кислотність, зумовлена обмінним алюмінієм, що токсичний для більшості культур. Найменш стійкі проти алюмінію рослини, в яких він надходить до точок росту. При надлишку алюмінію затримується розвиток кореневої системи, де в основному накопичується алюміній, знижується кількість  кореневих  волосків,  скорочується  активна  поверхня  коренів,  погіршується надходження  поживних  речовин  у  рослини.  Надлишок  алюмінію  в  рослинах порушує також обмін речовин, знижує продуктивність і якість врожаю. Обмінна кислотність виражається в міліграм-еквівалентах на 100 г ґрунту і величиною рН сольової витяжки. За показниками рН сольової витяжки визначають ступінь кислотності ґрунту. Гідролітична кислотність зумовлена менш рухливими іонами водню, які важче заміщуються катіонами ґрунтового розчину, ніж ті, що характеризують обмінну кислотність. Гідролітична кислотність виявляється при взаємодії ґрунту з гідролітично  лужним  розчином  солі  СН3СООNа.  При  дії  лужного  розчину  на ґрунтовий  комплекс  витісняються  іони  водню  Н⁺

,  міцніше  зв’язані  з  ґрунтовим комплексом, а тому їх виділяється значно більше, ніж при дії на ґрунт розчину нейтральної солі.  Гідролітична  кислотність  характеризує  повну  кислотність  ґрунту,  оскільки вона включає всю потенціальну й актуальну кислотність. Гідролітична кислотність виражається в міліграм-еквівалентах на100 г ґрунту. За гідролітичною кислотністю визначають норму вапна для вапнування кислих ґрунтів. Для  характеристики  всіх  ґрунтів  визначають  рН  водної  витяжки.  А  для ґрунтів,  ненасичених  основами,  визначають  рН  сольової  витяжки,  обмінну  і гідролітичну кислотність; ці показники використовують для визначення потреби у вапнуванні кислих ґрунтів. Найчастіше рН визначають за допомогою приладів рН-метрів. При визначенні обмінної кислотності застосовують метод Соколова, а при визначенні гідролітичної кислотності— метод Каппена [4].

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.