Властивості ґрунту

Властивості ґрунту

До властивостей ґрунту належать загальні фізичні, фізико-механічні, водні, повітряні і теплові властивості. Фізичні властивості впливають на характер процесу ґрунтоутворення, родючість ґрунту та розвиток рослин.

Мета роботи – розглянути загальні фізичні властивості ґрунту, фізіко-механічні властивості ґрунту, водні властивості та водний режим ґрунту, повітряні властивості ґрунту, теплові властивості та тепловий режим ґрунту.

1. Властивості ґрунтів

1.1 Загальні фізичні властивості ґрунту

Загальними фізичними властивостями ґрунту є щільність твердої фази, щільність непорушеного ґрунту і його пористість.

Щільність твердої фази – інтегрована щільність всіх компонентів твердої фази ґрунту (уламки гірських порід, новоутворені мінерали, органічні частки). Верхні горизонти ґрунту мають меншу щільність, ніж нижні тому, що щільність гумусу становить 1.4-1.8, а щільність мінеральних компонентів – 2.3-3.3.

Щільність ґрунту – маса одиниці об’єму ґрунту в непорушеному і сухому стані. Завдяки наявності пор, виповнених повітрям, щільність ґрунту значно менша, ніж щільність його твердої фази. Так, щільність ґрунту верхніх горизонтів становить 0.8-1.2 г/см3, а нижніх – 1.3-1.6 г/см3, щільність твердої фази відповідно 2.4-2.6 і 2.6-2.7.

Пористість ґрунту – сумарний об’єм всіх пор між частками твердої фази одиниці об’єму.

Загальні фізичні властивості ґрунту залежать від мінерального, механічного і структурного складу. Так, гумусний горизонт структурного ґрунту (наприклад, чорнозему) має високу пористість (до 70%), а безструктурного глинистого ґрунту значно меншу (<50%).

ґрунт тепловий водний повітряний.

2. Фізіко-механічні властивості ґрунту.

Основними фізико-механічними властивостями ґрунту є липкість, пластичність, набухання і усадка. Всі вони залежать від вмісту в ґрунті глинистих мінералів.

Пластичність – це здатність ґрунту змінювати свою форму під впливом сили та зберігати її після усування цієї сили. Найбільшу пластичність мають ґрунти з великим вмістом глини, у песчаних ґрунтів пластичність відсутня. Пластичність залежить також від складу увібраних катіонів та вмісту гумусу. При значному вмісті увібраних катіонів натрію пластичність ґрунту зростає, а при насиченні кальцієм – зменшується. При збільшенні вмісту гумусу пластичність ґрунту зменшується.

Липкість – властивість ґрунту, яка корегує з пластичністю і теж залежить від вмісту глинистих часток та води. Липкість визначається силою, яка потрібна для відриву металевої пластинки від ґрунту, та виражається в г/см2. Ґрунти підрозділяють на гранично в’язкі (більше 15 г/см2), сильно в’язкі (5-15 г/см2), середньо в’язкі (2-5 г/см2) та слабо в’язкі (менше 2 г/см2). З липкістю пов’язана фізична зрілість ґрунту, тобто стан, при якому грунт готовий до обробітку. Набухання – це збільшення об’єму ґрунту при зволожуванні. Найбільше набухання мають глинисті ґрунти з високим вмістом колоїдів. При значному набуханні руйнується структура ґрунту. Усадка – процес, протилежний набуханню. При сильній усадці розриваються корні рослин, збільшуються витрати вологи. Чим більше набухання ґрунту, тим сильніше його усадка. Для поліпшення фізичних та фізико-механічних властивостей ґрунту використовують комплекс засобів: внесення органічних добрив, обробіток багаторічних трав, вибір термінів та прийомів обробітку ґрунту в залежності від стану його зволоження, використання засобів, що знижують ущільнювання ґрунту транспортними засобами (мінімізація обробітку тощо).

3. Водні властивості та водний режим ґрунту.

Ґрунт як багатофазна система містить в собі воду. Вода надходить в ґрунти у вигляді атмосферних опадів, в процесі конденсації водяних парів з атмосфери, в результаті капілярного підняття ґрунтових вод та під час зрошення. Вода відіграє дуже важливу роль у ґрунтоутворенні. Від вмісту води в ґрунті залежить інтенсивність біологічних, хімічних і фізико-хімічних процесів. Вода забезпечує переміщення речовин в просторі, впливає на повітряний, поживний і тепловий режими ґрунту. Сезонна динаміка ґрунтоутворюючих процесів значною мірою відбувається під впливом ґрунтових вод. Продуктивність ґрунтів залежить від їх водного режиму.

Вчення про водні властивості і водний режим ґрунтів є окрема галузь ґрунтознавства – гідрологія ґрунтів. Над створенням цієї галузі працювало багато вітчизняних і зарубіжних вчених (О.О. Ізмаїльський, Г.М. Висоцький, О.Г. Дояренко, О.А. Роде, Б. Кін та ін.).

3.1 Стан і форми води в ґрунті.

Вода в ґрунті перебуває в трьох станах: твердому, рідкому і газоподібному. За фізичним станом, рухомістю і доступністю для живих організмів ґрунтову воду поділяють на форми: пароподібну, хімічно зв’язану, сорбційно зв’язану і вільну.

Пароподібна вода.

В ґрунтовому повітрі завжди міститься водяна пара. Повітря нормально зволоженого ґрунту насичено водяною парою до 100%. Пароподібна вода є динамічною формою. Вона безперервно утворюється в ґрунті, переміщується з одного горизонту в інший, перетворюється на інші форми: вільну або сорбційну. Всі ці процеси зумовлені змінами температури ґрунту та атмосферного тиску. Разом з переміщенням водяної пари, особливо в процесі випаровування, відбувається переміщення по профілю ґрунту розчинених в ньому речовин.

Хімічно зв’язана вода.

Багато мінералів ґрунту містять в своєму складі молекули води (Na2SO4×10H2O; CaSO4×2H2O; MgCl2×6H2O та ін.). Цю форму води називають кристалізаційною. Крім того виділяють конституційну воду, яка представлена в мінеральних, органічних і органо-мінеральних сполуках гідроксильною групою ОН. Ці форми води входять до складу твердої фази ґрунту, вони є нерухомі і недоступні для рослин.

Сорбційно зв’язана (або фізично зв’язана) вода. Молекули (диполі) води вбираються поверхнею негативно заряджених колоїдів ґрунту і орієнтуються по позитивним полюсом до ядра міцели. Залежно від міцності утримання води міцелою її поділяють на міцно зв’язану (гігроскопічну) і слабко зв’язану (плівчасту).

Гігроскопічна вода утворюється за рахунок сорбції молекул водяної пари на поверхні колоїдних часток, міцно утримується сорбційними силами (10000-20000 атм.) в тому є нерухомою. Густина її досягає 1.5-1.8 г/см3, не розчиняє хімічні сполуки, не замерзає і не доступна для рослин. Кількість гігроскопічної води в ґрунті залежить від температури, насиченості ґрунтового повітря водяною парою, механічного і мінералогічного складу ґрунту та вміст в ньому гумусу. Найбільшу кількість води, яку може увібрати ґрунт з пароподібного стану (при вологості повітря 94-98%) називають максимальною гігроскопічністю ґрунту.

Сорбційні сили колоїдів ґрунту повністю не врівноважуються молекулами гігроскопічної води навіть при досягненні максимальної гігроскопічності. Залишкові сили здатні вбирати і утримувати (з силою 1-10атм) певну кількість рідкої води, яку називають плівчастою. За фізичним станом вона перебуває у в’язко-рідкій формі і здатна переміщуватися в різних напрямах від більш товстих до тонших. Ця форма води частково доступна для рослин. Вона розчиняє і переміщує з незначною швидкістю водорозчинні солі.

Вільна вода – вода ґрунту, яка не піддається дії сорбційних сил. Ця форма не має молекул, які орієнтовані до колоїдних часток ґрунту. В ґрунтах вона міститься у двох форма: капілярній і гравітаційній.

Капілярна вода знаходиться у порах малого діаметра – капілярах. Утримується під дією капілярних або меніскових сил. Природу виникнення цих сил вивчають у курсі фізики. Згідно з законом Лапласа, меніскові сили будуть більші там, де вужчий капіляр, а це, в свою чергу, зумовлює висоту капілярного підняття. Крім того, меніскові сили посилюються силами змочування.

При позитивних температурах капілярна вода перебуває в рідкому стані і вільно випаровується з поверхні менісків, при мінусових – замерзає. Це основна форма води, яку засвоюють рослини. Вона дуже рухлива, розчиняє органічні і мінеральні сполуки, перерозподіляє по профілю солі колоїди, суспензії. Висхідний рух води по капілярах поповнює запаси вологи у верхньому горизонті ґрунту.

Висота підняття капілярної води в реальних ґрунтах залежить від їх механічного і структурного складу. В глинистих ґрунтах (які мають тонкі капіляри) вона піднімається на висоту 2-6 м, в піщаних – 40-60 см. В структурних ґрунтах капілярна вода піднімається на незначну висоту і добре зберігається.

Залежно від джерела капілярну воду ґрунту поділяють на капілярно-підвішену, капілярно-підперту і капілярно-посаджену.

Капілярно-підвішена вода заповнює пори зверху після дощу, танення снігу, підчас зрошення, тривалий час зберігається в ґрунті і доступна для рослин. Утримується в ґрунтах завдяки різниці тиску на поверхню верхнього і нижнього менісків. Нижче зволоженого шару залишається сухий шар ґрунту.

Отже, вода вологого шару начебто “висить” над сухим. Інтенсивне випаровування цієї води призводить до засолення поверхневого шару ґрунту.

Капілярно-підперта вода формується за рахунок підняття ґрунтових вод. Вона підперта водоносним горизонтом. Шар ґрунту, який містить капілярно-підперту воду над водоносним горизонтом, називають капілярною каймою. Потужність її залежить від водопідіймальної здатності ґрунту. Вміст води в каймі збільшується зверху донизу.

Капілярно-посаджена (підперто-підвішена) вода акумулюється в шаруватих ґрунтах, в дрібнозернистих шарах, під якими залягають крупнозернисті. На межі тонко дисперсного і грубо дисперсного горизонтів, внаслідок різкої зміни розмірів капілярів, виникають додаткові нижні меніски, які утримують деяку кількість капілярної води. Дана вода начебто “ посаджена ” на ці меніски.

Гравітаційна вода – вода атмосферних опадів та поливна, яка заповнює широкі пори ґрунту і переміщується по профілю ґрунту під силою земного тяжіння. За нормальних умов вона перебуває в рідкому стані, розчиняє хімічні сполуки і переміщує їх вниз по профілю.

Гравітаційна вода витісняє повітря з ґрунту, створюючи несприятливі умови (анаеробні) для життя рослин та інших організмів. Зменшення кількості гравітаційної води в ґрунті здійснюють осушенням.

3.2 Водні властивості ґрунту

Основними водними властивостями ґрунту є водопроникність, водо утримуюча здатність (вологоємкість), водопідіймальна здатність, доступність води для рослин.

Водопроникність ґрунтів – здатність ґрунтів пропускати через себе воду, яка надходить з поверхні. Залежить від механічного, структурного і хімічного складу ґрунтів, його щільності, пористості, вологості і тривалості зволоження. Глинисті ґрунти мають низьку водопроникність, піщані і структурні – високу. Набухання колоїдів ґрунту різко знижує водопроникність ґрунту.

Вологоємність ґрунту – здатність поглинати і утримувати певну кількість води. Виділяють такі види вологоємкості: максимальна гігроскопічна, максимальна молекулярна (плівчаста), капілярна, найменша (польова) і повна.

Найменшою (польовою) вологоємкістю є кількість капілярно-підвішеної води, яку утримує ґрунт в даний момент при глибокому заляганні ґрунтових вод. В структурних ґрунтах вона становить 30-35, а в піщаних – 10-15%. За її величиною розраховують норми поливу. Різницю між найменшою вологоємкістю і фактичною вологістю ґрунту називають дефіцитом вологи.

Повна вологоємкість – найбільша кількість вологи, яку може увібрати і утримати ґрунт. В цьому разі в ґрунті міститься максимальна кількість всіх форм води. Її величина залежить від механічного, структурного складу і пористості ґрунту. Повна вологоємкість більшості ґрунтів становить 40-50%.

Цю величину також використовують для розрахунків норм поливу.

Вологість в’янення (коефіцієнт в’янення) – вологість ґрунту, за якої проявляються ознаки в’янення рослин. Ця величина залежить від властивостей ґрунту (механічний склад, засолення, наявність торфу тощо) і біологічних особливостей рослин. Вологість в’янення глинистих ґрунтів становить 20-30%, піщаних – 1-3%, торфових – 60-80%. Вологолюбні рослини починають в’янути при вищій, посухостійкі – при нижчій вологості ґрунту.

3.3 Водний баланс і типи водного режиму ґрунту.

Під водним режимом ґрунту розуміють сукупність всіх явищ надходження води в ґрунт, її переміщення, змін фізичного стану і витрати з ґрунту.

Кількісним вираженням водного режиму є водний баланс.

Водний баланс – це співвідношення всіх статей прибутку і всіх статей видатку води з ґрунту за певний період.

Основними статтями надходження води в ґрунт є: сума опадів за весь період спостереження, волога, яка надійшла з ґрунтових вод, кількість конденсаційної вологи, вода поверхневого стоку, вода від бічного притоку ґрунтових вод.

Витрачається вода на випаровування з поверхні ґрунту, на транспірацію (десукцію). На поповнення поверхневий стік, на бічний підґрунтовий стік.

Залежно від клімату і рельєфу в різних ґрунтово-кліматичних зонах водний баланс і відповідно водний режим ґрунтів будуть неоднакові. Водний режим зумовлюється співвідношенням суми статей прибутку і суми статей видатку вологи. Практично тип водного режиму визначають за коефіцієнтом зволоження (КЗ) (відношення річної суми опадів до річного випаровування), який в природних умовах коливається від 3 до 0.1.

Вчення про типи водного режиму розробили Г.М. Висоцький і О.А. Роде. В сучасному ґрунтознавстві виділяють всього 14 типів, основними серед яких є:

1. Промивний тип (КЗ>1).

Характерний для зон, де сума річних опадів більше випаровування. Частина води атмосферних опадів промиває ґрунтовий профіль на всю глибину. Легкорозчинні сполуки вимиваються в нижні горизонти. В таких умовах формуються підзолисті ґрунти, червоноземи і жовтоземи вологих субтропіків.

2. Непромивний тип (КЗ<1).

У цьому разі вода атмосферних опадів не досягає рівня ґрунтових вод. Такий тип є характерним для чорноземів і каштанових ґрунтів.

3. Випітний тип (КЗ<1) властивий для ґрунтів напівпустинь і пустинь. Тут переважають висхідні токи води по капілярах від рівня ґрунтових вод, що призводить до засолення ґрунтів.

4. Застійний тип водного режиму характерний для ґрунтів болотного типу, які формуються при високому заляганні ґрунтових вод.

5. Іригаційний тип встановлюється при систематичному зрошенні ґрунту.

Залежно від режиму зрошення в ґрунтах періодично встановлюються промивний, не промивний або випітний режими.

6. Мерзлотний тип водного режиму встановлюється в районах багаторічної мерзлоти.

Інші типи водного режиму в основному є перехідними між раніше зазначеними або їх варіантами.

4. Повітряні властивості ґрунту.

4.1 Склад ґрунтового повітря та його роль у ґрунтоутворенні

Ґрунтове повітря – це суміш газів і летких органічних сполук, які заповнюють пори ґрунту. Основними джерелами надходження повітря в ґрунт є приземкуватий шар атмосфери і гази, які утворюються в ґрунті. Воно потрібне для дихання коренів рослин, аеробних мікроорганізмів, тваринних організмів.

Ґрунтове повітря перебуває в ґрунті у трьох станах: вільному, адсорбованому і розчинному. Вільне повітря заповнює капілярні і некапілярні пори, легко переміщується в ґрунті і обмінюється з атмосферою. Його газовий склад значно відрізняється від складу атмосферного повітря. Лише вміст азоту залишається близьким до його вмісту в атмосфері.

Вміст СО2 в ґрунтовому повітрі може бути в десятки і сотні разів більший, ніж в атмосфері, а вміст О2 знижується від 20.9 до 10 % і нижче.

Велике значення в ґрунтових процесах має кисень. У грунт з атмосфери він надходить дифузно. Витрачається на дихання коренів, мікроорганізмів. Оптимальні умови для дихання створюються при вмісті О2 в ґрунтовому повітрі близько 20 %. В разі нестачі кисню в ґрунті розвиваються анаеробні процеси, які негативно впливають на родючість грунту.

Високий вміст вуглекислого газу в ґрунтовому повітрі зумовлюється біологічними процесами. За високої концентрації СО2 (>2-3 %) спостерігається пригнічений розвиток рослин.

Дифузію СО2 з ґрунту в приземний шар атмосфери прийнято називати диханням ґрунту. Інтенсивність дихання ґрунту залежить від характеру рослинності, системи обробітку, гідротермічних умов тощо. Воно наростає з півночі на південь. Тундрові ґрунти протягом року виділяють в атмосферу 0,3 т/га, підзолисті – від 3,5 до 30, сірі лісові – від 20 до 60 і чорноземи – від 40 до 70 т/га СО2. Підвищення концентрації СО2 в приземному шарі атмосфери підвищує інтенсивність фотосинтезу.

4.2 Повітряні властивості і повітряний режим ґрунту.

Сукупність фізичних властивостей ґрунтів, які визначають стан і переміщення ґрунтового повітря, називають повітряними властивостями ґрунту. Найважливішими з них є: повітроємкість, вміст повітря, повітропроникність і аерація.

Повітроємність ґрунту – максимальна можлива кількість повітря (в %), яка міститься в повітряносухому непорушеному ґрунті. Ця величина залежить від гранулометричного складу і оструктуреності ґрунту. Піщані і структурні ґрунти мають високу повітроємкість.

Вміст повітря – величина, яка вказує, скільки повітря (в %) містить одна одиниця об’єму ґрунту в даний момент. Вона безперервно змінюється залежно від зміни вологості. Тому максимальний вміст повітря має сухий ґрунт.

Повітропроникністю (газопроникністю) називають здатність ґрунту пропускати крізь себе повітря. Вона залежить від гранулометричного складу і оструктуреності ґрунту, тобто від об’єму і конфігурації пор. Найкращу газопроникність мають структурні розпушені ґрунти.

Аерація ґрунту – безперервний газообмін ґрунтового повітря з атмосферним. В процесі аерації ґрунтове повітря збагачується на кисень, потрібний для дихання живих організмів, а приземний шар повітря – вуглекислим газом, який використовують рослини в процесі фотосинтезу.

Аерація ґрунту зумовлюється газовою дифузією внаслідок коливання температури, зміною атмосферного тиску, періодичним зволоженням і висиханням ґрунту та іншими факторами.

Сукупність всіх явищ надходження повітря в ґрунт, зміна його складу, виділення в атмосферу називають повітряним режимом ґрунту. Він постійно змінюється під впливом погодних умов, рослинності, обробітку ґрунту тощо. Найсприятливіший повітряний режим мають структурні ґрунти.

Регулюють повітряний режим ґрунту агротехнічними та меліоративними заходами (розпушення ґрунту, осушення перезволожених земель, створення водо міцної структури тощо).

5. Теплові властивості та тепловий режим ґрунту.

Швидкість і характер хімічних, біологічних і фізико-хімічних процесів зумовлюються тепловим режимом ґрунту, який сформувався на даній території.

Тепловим режимом ґрунту називають суму явищ надходження, перенесення, акумуляції і віддачі тепла. Тепловий режим характеризує тепловий стан ґрунту. Основним його показником є температура ґрунту. На формування теплового режиму ґрунту впливають атмосферний клімат (приток сонячної радіації, умови зволоження, континентальність тощо), рельєф, рослинність, сніговий покрив і теплові властивості ґрунту.

Тепловими властивостями ґрунту називають сукупність властивостей, які зумовлюють здатність ґрунту поглинати і переміщувати в своїй масі теплову енергію. До них належать: теплопоглинання, теплоємкість і теплопровідність.

Теплопоглинальна (відбивальна) здатність – здатність ґрунту поглинати (відбивати) променеву енергію Сонця. Вона виражається відношенням кількості відбитої енергії до кількості енергії, яка досягла поверхні ґрунту (альбедо, А, %). Чим менше альбедо, тим більше поглинає ґрунт сонячної радіації. Альбедо залежить від кольору, вологості, рослинного і снігового покриву, структурного стану і вирівняності поверхні ґрунту. Темні вологі ґрунти поглинають більше сонячної радіації, ніж світлі і сухі. Так, альбедо вологого чорнозему становить 8, а сухого сірозему – 25 – 30%.

Теплоємність – кількість тепла, потрібного для нагрівання 1г ґрунту (питома теплоємкість) або 1см3 ґрунту (об’ємна теплоємність) на 1°С. Теплоємність залежить від мінералогічного і механічного складу ґрунту, вмісту речовин, вологості і пористості ґрунту. Найбільшу теплоємність мають вологі глинисті ґрунти, оскільки вода і глинисті мінерали мають найбільшу теплоємність серед інших компонентів ґрунту. Для нагрівання таких ґрунтів потрібно багато тепла. Швидко нагріваються сухі піщані ґрунти тому, що кварц і повітря мають низьку теплоємність.

Теплопровідність – здатність ґрунтової маси проводити тепло. Вимірюється кількістю тепла, яке проходить за 1сек через 1 см3 ґрунту завдовжки 1см. найбільшу теплопровідність мають кварцовий пісок і вода, найменшу – повітря і органічні речовини. В середньому теплопровідність мінеральної частини в 100 разів більша теплопровідності повітря і в 28 разів теплопровідності води. Тому пухкі ґрунти мають малу теплопровідність, а вологі – велику.

Для характеристики теплового режиму ґрунту використовують добовий і річний хід температури на певних глибинах, тепловий баланс і глибину промерзання даного ґрунту.

Залежно від середньорічної температури і характеру промерзання ґрунту В.М. Дімо (1972) виділила 4 типи температурного режиму ґрунтів: мерзлотний, тривало сезоннопромерзаючий, сезоннопромерзаючий і непромерзаючий. Мерзлотні ґрунти характерні для територій з багаторічною мерзлотою. Їх середньорічна температура є мінусовою. В тривало сезоннопромерзаючих ґрунтах переважають плюсові середньорічні температури. Тривалість їх промерзання 5 місяців і більше. Сезоннопромерзаючі ґрунти мають плюсову середньорічну температуру. Тривалість їх промерзання не більше 5 місяців. Непромерзаючі ґрунти мають плюсову середньорічну температуру профілю і не промерзають. Характерні для субтропічного і тропічного поясів та для теплової південноєвропейської фації помірного поясу.

У практиці землеробства широко застосовують прийоми регулювання теплового режиму ґрунтів. Так, приток сонячного тепла до поверхні ґрунту і його випромінювання регулюють шляхом затінення рослинністю, мульчуванням, розпушенням, влаштуванням утеплених грядок, гребенів, снігозатримання тощо.

6. Фізичні властивості ґрунтів і порід.

Загальними фізичними властивостями грунту і породи є щільність твердої фази, щільність непорушеного грунту і його пористість.

Щільність твердої фази (d) – інтегрована щільність усіх компонентів твердої фази грунту (уламки гірських порід, новоутворені мінерали, органічні частки) або маса одиниці об’єму грунту без пор.

Верхні горизонти грунту мають меншу щільність, ніж нижні, тому що щільність гумусу становить 1,4-1,8, а щільність мінеральних компонентів – 2,3-3,3 г/см куб. Найвищою щільністю твердої фази володіють ілювіальні та солонцеві, найнижчою – торфові та тучні (сильногумусовані) горизонти. Для більшості грунтів щільність твердої фази складає 2,40-2,65 г/см куб, а для торф’яних – 1,4-1,8 г/см куб.

Щільність грунту (р) – маса одиниці об’єму грунту в природному непорушеному й сухому стані.

Завдяки наявності пор, заповнених повітрям, щільність грунту значно менша, ніж щільність його твердої фази. Щільність грунту верхніх горизонтів становить 0,8-1,2 г/см куб, а нижніх – 1,3-1,6 г/см куб. Залежить ця величина від мінералогічного та гранулометричного складу грунту, його структури, вмісту органічної речовини, обробітку грунту. Оптимальна щільність становить 1,0-1,2 г/см куб, а коливається від 0,4 (торф) до 1,66 (ілювіальні горизонти).

Дані досліджень свідчать, що інтенсивний обробіток є головною причиною широкого розповсюдження на Україні фізичної деградації грунтів – руйнування природної структури, появи брил і пилу, переущільнення і, як наслідок — підсилення водної і вітрової ерозії, погіршення водно-повітряного режиму, умов росту і розвитку кореневих систем рослин тощо. Головним напрямком боротьби з фізичною деградацією грунтів є мінімалізація їх обробітку.

Пористість грунту– сумарний об’єм усіх пор між частками твердої фази одиниці об’єму грунту, виражений у процентах.

Пористість залежить від мінералогічного складу, структурності, життєдіяльності грунтової біоти (особливо фауни) та від обробки грунту сільськогосподарськими знаряддями. Пори в грунті утворюються між окремими механічними елементами й агрегатами та в середині агрегатів.

Важливою екологічною характеристикою грунту є пористість аерації, тобто об’єм пор, заповнених повітрям. Повітря заповнює пори, не зайняті водою. Цей показник залежить від багатьох факторів, але в першу чергу від гранулометричного складу та агрегованості. У піщаних едафотопах пористість аерації складає більше 25%, у суглинистих – 20-15%, а в глинистих – не більше 10% від загального об’єму грунту. Проте в глинистих грунтах на величину пористості аерації впливає ступінь агрегованості. У добре агрегованих грунтах з макроагрегатами крупнішими за 5 мм у діаметрі формується велика кількість макропор, що чудово дренують воду і залишаються заповненими повітрям майже увесь час. Пористість аерації в таких грунтах зростає до 20-30%.

Загальні фізичні властивості грунту залежать від мінералогічного, механічного і структурного складу. Так, гумусний горизонт структурного грунту (наприклад, чорнозему) має високу пористість (до 70%), а безструктурного глинистого грунту – значно меншу (<50%).

Основними фізико-механічними (реологічними) властивостями грунту є липкість, пластичність, набухання й усадка. Усі вони залежать від умісту в грунті глинистих мінералів.

Пластичність – здатність грунту змінювати свою форму під впливом будь-якої зовнішньої сили без порушення суцільності та зберігати свою форму після знешкодження впливу зовнішньої сили. Ця властивість зумовлена наявністю в грунті мулистої фракції.

Сухий грунт не володіє пластичністю. Пластичність зростає при збільшенні вмісту обмінного натрію та зменшується при насиченні грунту катіонами кальцію, магнію та гумусовими речовинами.

Липкість – здатність вологого грунту прилипати до інших тіл. Визначається силою, що треба прикласти для відриву металічної пластини від грунту, і виражається в г/см кв.

Залежить від тих же факторів, що і пластичність. Обмінні катіони та гумус на явище липкості впливають аналогічно.

Набухання – збільшення об’єму грунту при зволоженні. Зумовлене сорбцією вологи грунтовими частинками й гідратацією обмінних катіонів.

Залежить від мінералогічного складу та складу колоїдів і обмінних катіонів. Найвища здатність до набухання встановлена у грунтів, багатих на монтморилоніт та вермикуліт, найменша – у збагачених каолінітом. Сильно набухають грунти, насичені натрієм.

Усадка – зменшення об’єму грунту при його висиханні.

Усадка – явище, протилежне до набухання, тому залежить від тих же факторів. Сильна усадка призводить до утворення крупних тріщин, розриву кореневих систем, зростання випаровування з поверхні грунту. Пластичність, липкість, сильна усадка та набухання – негативні фізико-механічні властивості грунтів. До механічних властивостей грунтів належать також твердість, зв’язність і питомий опір.

Від гранулометричного складу та фізичних властивостей грунтів залежить система їх обробітку та особливості інших агротехнічних заходів, строки польових робіт, система удобрення, структура посівних площ тощо.

Мінералогічний, хімічний та гранулометричний склад грунтотворних порід мають великий вплив на географію та екологію грунтів. Цей вплив може проявлятись безпосередньо або опосередковано шляхом дії на інші фактори грунтоутворення. Прикладом безпосереднього впливу мінералогічного й хімічного складу може служити формування дерново-карбонатних грунтів у лісовій зоні, де суцільно розповсюджені кислі сильнопідзолисті грунти. Це пояснюється тим, що в породах, льодовикових суглинках, у значній мірі наявні уламки й валуни осадових вапняків. Наявність крупних мас кальциту нейтралізує кислі грунтові розчини, перешкоджає виносу елементів із грунту, тобто опідзоленню. У результаті на ділянках із вапняками формуються грунти не опідзолені, не вилугувані, що різко відрізняються від відповідних, утворених на льодовикових породах, у складі яких основними мінералами є кварц і силікати.

7. Хімічні властивості ґрунтів.

7.1. Кислотність грунтів

Природа кислотності та її види. 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=—1§[Н+].

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

Збільшення концентрації іонів Н+ (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 Н+ 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) з + 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 1,0н. 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 на 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 ЇМ розчин СН3СООМа (рН близько 8,2).

Меліорація кислих ґрунтів. 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 ґрунтова 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 агровиробничих груп.

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.

Крім наведеного методу дозу вапна на 1 га ґрунту можна роз­рахувати, користуючись формулою

а-10-100-3 000 000 Х ~  1 000 000 000 ,      

де а — повна гідролітична кислотність, ммоль.

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.

8. Склад грунтового повітря та його роль у грунтотворенні

Ґрунтове повітря — це суміш газів і летких орга­нічних сполук, які заповнюють пори ґрунту. Основними джерелами надходження повітря в ґрунт є приземний шар атмосфери і гази, які утворюються в ґрунті. Воно потрібне для дихання коренів рос­лин, аеробних мікроорганізмів, тваринних організмів.

Ґрунтове повітря перебуває в ґрунті у трьох станах: вільному,, адсорбованому і розчинному.

Вільне повітря заповнює капілярні і некапілярні пори, легко пе­реміщується в ґрунті і обмінюється з атмосферою. Його газовий склад значно відрізняється від складу атмосферного повітря. Ли­ше вміст азоту залишається близьким до його вмісту в атмосфері.

Вміст СО2 в ґрунтовому повітрі може бути в десятки і сотні ра­зів більший, ніж в атмосфері, а вміст О2 знижується від 20,9 до 10 % і нижче.

Адсорбція газів поверхнею твердої фази ґрунту залежить від будови їх молекул. Найбільше адсорбується аміак, найменше азот.

Розчинність газів у воді залежить від їх концентрації в ґрунто­вому повітрі і температури. Найкраще розчиняються у воді аміак, сірководень, вуглекислий газ, найменше — азот. При пониженні температури розчинність газів збільшується.

Велике значення в ґрунтових процесах має кисень. У ґрунт з атмосфери він надходить дифузно. Витрачається на дихання коре­нів, мікроорганізмів. Оптимальні умови для дихання створюються при вмісті О2 в ґрунтовому повітрі близько 20 %. В разі нестачі кисню в ґрунті розвиваються анаеробні процеси, які негативно впливають на родючість ґрунту.

Високий вміст вуглекислого газу в ґрунтовому повітрі зумов­люється біологічними процесами. За високої концентрації СО2 (>2 — 3 %) спостерігається пригнічений розвиток рослин.

Дифузію СО2 з ґрунту в приземний шар атмосфери прийнято називати диханням ґрунту. Інтенсивність дихання ґрунту залежить від характеру рослинності, системи обробітку, гідротермічних умов тощо. Воно наростає з півночі на південь. Тундрові ґрунти протя­гом року виділяють в атмосферу 0,3 т/га, підзолисті — від 3,5 до ЗО, сірі лісові — від 20 до 60 і чорноземи — від 40 до 70 т/га СО2. Підвищення концентрації СО2 в приземному шарі атмосфери під­вищує інтенсивність фотосинтезу.

9. Повітряні властивості.  Режим грунту

Сукупність фізичних властивостей ґрунтів, які виз­начають стан і переміщення ґрунтового повітря, називають повіт­ряними властивостями ґрунту. Найважливішими з них є: повітро-<ємкість, вміст повітря, повітропроникність і аерація.

Повітроемкість ґрунту — максимально можлива кількість по­вітря (в %), яка міститься в повітряносухому непорушеному ґрунті. Ця величина залежить від гранулометричного складу і острук-туреності ґрунту. Піщані і структурні ґрунти мають високу повіт-роємкість.

Вміст повітря — величина, яка вказує, скільки повітря (в %) містить одиниця об’єму ґрунту в даний момент. Вона безперервно змінюється залежно від зміни вологості. Тому максимальний вміст повітря має сухий ґрунт.

Повітропроникністю (газопроникністю) називають здатність ґрунту пропускати крізь себе повітря. Вона залежить від грануло­метричного складу і оструктуреності ґрунту, тобто від об’єму і кон­фігурації пор. Найкращу газопроникність мають структурні розпу­шені ґрунти.

Аерація ґрунту — безперервний газообмін ґрунтового повітря з атмосферним. В процесі аерації ґрунтове повітря збагачується на кисень, потрібний для дихання живих організмів, а приземний шар повітря — вуглекислим газом, який використовують рослини в про­цесі фотосинтезу. Аерація ґрунту зумовлюється газовою дифузією внаслідок коливання температури, зміною атмосферного тиску, пе­ріодичним зволоженням і висиханням ґрунту та іншими факто­рами.

Сукупність всіх явищ надходження повітря в ґрунт, зміна його складу, виділення в атмосферу називають повітряним режимом ґрунту. Він постійно змінюється під впливом погодних умов, рос­линності, обробітку ґрунту тощо.

Найсприятливіший повітряний режим мають структурні ґрунти. Вони забезпечують мікроорганіз­ми і кореневу систему вищих рослин киснем у потрібній кількості.

Регулюють повітряний режим ґрунту агротехнічними та меліо­ративними заходами (розпушення ґрунту, осушення перезволоже­них земель, створення водоміцної структури тощо).

10. Радіоактивність грунту

Радіоактивність ґрунтів зумовлена наявністю в них радіоактивних елементів. В науковій літературі немає даних про безпосередній вплив радіоактивності на процеси ґрунтоутворення.Проте вивчення цього явища має важливе значення для екологіч­ної оцінки ґрунтів тієї чи іншої території та впливу його на здоров’я місцевого населення.

Радіоактивність ґрунтів виражається кількістю ядерних розпа­дів за одиницю часу. В міжнародній системі СІ одиницею кількості радіоактивності є беккерель (1 Бк=1 розп/с), а одиницею актив­ності — кюрі (1 Кд = 3,7•1010 Бк).

Залежно від характеру накопичення радіоактивних елементів в ґрунтах розрізняють природну і штучну радіоактивність.

ПРИРОДНА РАДІОАКТИВНІСТЬ ҐРУНТІВ

Природна радіоактивність ґрунтів (ПРГ) зумовлю­ється природними радіоактивними елементами (ПРЕ), які завжди є в ґрунтах і ґрунтоутворюючих породах, їх поділяють на дві гру­пи: первинні і космогенні.

Первинні ПРЕ — елементи, що надійшли в ґрунт з ґрунтоутво­рюючих порід або з геохімічним потоком з інших територій, їх поділяють на дві підгрупи. До першої підгрупи належать еле­менти, всі ізотопи яких є радіоактивними. Вони утворюють три ра­діоактивних ряди:

1. Ряд урану, родоначальником якого є 238ІІ (період напівроз­паду ТІ/2=4,5-109 років), включає 17 радіоактивних ізотопів. З проміжних продуктів розпаду заслуговує на увагу 226Ка, який є хімічним аналогом елементів — біофілів Са і М§. Кінцевим про­дуктом розпаду даного ряду є стабільний ізотоп свинцю — 206РЬ.

2. Ряд актинію, родоначальником якого є 235П (ТІ/2=7,1-108 років), включає 14 радіоактивних ізотопів, кінцевим продуктом є 207РЬ.

3. Ряд торію, родоначальником якого є 232ТЬ (ТІ/2=1,4-1010 років), включає 12 радіоактивних ізотопів, кінцевим продуктом є 208РЬ.

Більша частина проміжних продуктів розпаду—короткоживу-чі ізотопи — випромінюють в основному альфа-частки, деякі — бе­та- і гама-частки.

До другої підгрупи належать ізотопи «звичайних» елементів, які здатні до радіоактивного розпаду (40К; 87КЬ; 48Са; 962г та ін.). Най­більшу природну радіоактивність з цих елементів має калій.

Валовий вміст ПРЕ залежить від ґрунтоутворюючих порід. Про­дукти вивітрювання кислих порід містять більше ПРЕ, ніж продук­ти основних і ультраосновних порід.

Космогенні ПРЕ надходять в ґрунт з атмосфери, де вони вини­кають в результаті взаємодії космічного випромінення з ядрами стабільних елементів.

До цієї групи належать тритій (3Н), берилій (7Ве, 10Ве) і вуглець (14С)

Вертикальне розподілення ПРЕ по профілю ґрунту залежить від особливостей ґрунтоутворюючого процесу. Так, карбонатні ґрунти мають вищу концентрацію ПРЕ у верхньому гумусному гори­зонті. Підзолисті, сірі лісові, солонцюваті, оглеєні, навпаки, акуму­люють ПРЕ в ілювіальних і глейових горизонтах.

ДИНАМІКА ВБИРАННЯ ТА МІГРАЦІЇ РАДІОАКТИВНИХ ЕЛЕМЕНТІВ В ҐРУНТАХ

Вміст в ґрунтах радіоактивних елементів незначний і тому вони не впливають на зміну основних властивостей ґрунту: реакцію ґрунтового розчину, рухомість елементів живлення рослин тощо. Важливе значення для характеристики ґрунтів має гранична концентрація радіоактивних речовин, які надходять з ґрунту в рос­линні організми, розподіл їх по профілю та швидкість самоочищен­ня ґрунту від радіоактивного забруднення.

В результаті аварії на Чорнобильській АЕС в ґрунти навколиш­ніх територій потрапили різні радіоактивні елементи (і34Сз; 137Сз; 141Се; 144Се; 103Рчи; 952г; 90’5г та інші). Найбільша частина від їх сумиприпадає на 134Сз; 137Сз і 905г. Проведені в 1986 — 1989 роках гео­хімічні дослідження ґрунтів 30-кілометрової зони ЧАЕС (ж. Поч-воведение, 1990, № 10) показали, що механізми міграції даних елементів різноманітні і залежать від форми сполук, в складі яких були вони викинуті з реактора, особливостей клімату і властивос­тей ґрунту. В основному переміщення радіонуклідів відбувається за рахунок біологічного перемішування ґрунтової маси, просію­вання часток радіоактивного пального крізь пори ґрунту та руху ґрунтової вологи, яка містить розчинені і колоїдні форми радіоак­тивних елементів.

Потрапляючи в ґрунт, частки радіоактивного пального зазна­ють хімічних змін, в результаті чого виникають обмінні і необмін-ні форми сполук. Обмінні форми вбираються ГВК в кількості, яка зумовлена ємкістю вбирання цього ґрунту. Оскільки ґрунти Київ­ського та Житомирського Полісся мають низьку ємкість вбирання, обмінні форми 905г і І37Сз вбираються неповністю. В цих ґрунтах швидкість вилуговування 905г більша, ніж швидкість його закріп­лення колоїдами. Частина їх в розчиненому стані мігрує в нижні горизонти ґрунту. При випаданні таких сполук на ґрунти з висо­кою ємкістю вбирання (сірі лісові, чорноземи, каштанові) вони майже повністю будуть закріплені ґрунтом. Необмінні форми спо­лук мігрують в нижні горизонти дуже повільно.

Рухомість радіоактивних елементів в ґрунтах неоднакова. За цією властивістю вони утворюють т/акий ряд: 905г>І06Ки> > “7Сз > 144Се> 129І >239Ри.

905г і 137Сз за хімічними властивостями є аналогами Са і К. Тому поведінка їх в біологічному кругообігу речовин подібна до поведінки зазначених елементів. Кореневі системи рослин однаково засвоюють як кальцій, так і стронцій, як калій, так і цезій. Щоб зменшити засвоєння рослинами зазначених радіоактивних ізото­пів, слід підвищувати концентрацію Са і К внесенням мінеральних добрив.

Розподіл радіоактивних елементів по профілю ґрунту зале­жить від механічного складу і водного режиму ґрунту. На глинис­тих і суглинкових ґрунтах з непромивним режимом основна части­на радіонуклідів антропогенного походження протягом багатьох ро­ків зберігається у верхньому (до 10 см) шарі ґрунту. Отже, швид­кість вертикальної міграції на таких ґрунтах дуже низька. Значно швидше мігрують радіонукліди вглиб піщаних ґрунтів. За 10 — 15 років вони проникають на глибину до 40 – 50 см. При досягненні рівня ґрунтових вод вони починають мігрувати горизонтально і мо­жуть потрапити в гідрографічну мережу.

Радіонукліди, що випали на поверхню ґрунту, виносяться за межі забрудненої території поверхневим стоком води. За даними Ф. А. Тихомирова (1988), на рівнинних територіях гумідних ландшафтів поверхневий і ґрунтовий стоки 905г за рік становлять 0,4 % загального його запасу, а в гірських районах — до 5 %. Він підра­хував, що період напівочищення орного горизонту з урахуванням радіоактивного розпаду становить приблизно 0,4—0,7 періоду пів-розпаду цих елементів (905г, І37Сз), тобто 10—20 років. Радіоак­тивні ізотопи 14С та 129І, які увійшли до складу гумусу, залишають­ся в ґрунті на сотні років.

Отже, самоочищення ґрунтів від радіоактивного забруднення залежить від тривалості життя радіоактивних ізотопів та їх мігра­ційної здатності. Прискорити цей процес можна вивезенням з поля біомаси рослин, яка засвоїла з ґрунту радіоактивні елементи.