Б) вміст поживних елементів у ґрунтах і доступність їх рослинам

Основними хімічними елементами, які необхідні для життя рослин у ґрунті є N, Р, К, Са, Mg, S, Fe, С та iн. Частина з них у ґрунті є у достатній кількості (1-2 % маси ґрунту) і їх називають макроелементами, інші елементи трапляються у незначній або дуже малій кількості, тому їх називають відповідно мікроелементами й ультрамікроелемептами.

Вміст окремих хімічних елементів у різних ґрунтах залежить від умов ґрунтоутворення і властивостей ґрунтів. Так, чорноземи містять 0, 4-0, 5% азоту, 0, 2-0, 3 % фосфору, тоді як у дерново-підзолистих ґрунтах кількість азоту не перевищує 0, 2, а фосфору 0, 15%.

Ступінь забезпеченості рослин поживними речовинами залежить не тільки від вмісту їх у ґрунті, але й від форми, в якій вони перебувають. З формою поживних елементів пов'язана й доступність їх рослинам. Враховуючи це, розглянемо детальніше найосновніші хімічні елементи ґрунту з урахуванням потреби в них сільськогосподарських культур.

Одним із найпотрібніших рослинам мікроелементів є азот. Загальна кількість його у ґрунтах України коливається від 0, 1% у дерново-підзолистих ґрунтах до 0, 5-0, 6% у чорноземах. У болотних ґрунтах вміст азоту може сягати 5-6 %.

Основна маса азотних речовин перебуває у формі складних органічних сполук білкової природи і входить до складу гумусу, а лише незначна частина трапляється у вигляді мінеральних сполук, які рослини можуть безпосередньо використовувати з ґрунту.

Білкові форми азоту до надходження в рослину зазнають ряд перетворень. Зокрема, під впливом каталітичних ферментів, що виділяються мікроорганізмами, білки гідролізуються до амінокислот, які завдяки амоніфікуючим бактеріям перетворюються в аміак. Частина аміаку засвоюється рослинами, інша поглинається ґрунтом, третя взаємодіє з мінеральними кислотами ґрунту з утворенням амонійних солей, і, нарешті, деяка частина аміаку піддається нітрифікації – біохімічному процесові окислення аміаку до азотистої кислоти. Азотиста кислота утворює солі – нітрити, які частково засвоюються рослинами або вимиваються водою. Значна частина азотистої кислоти піддається дальшому окисленню з утворенням азотної кислоти, яка, взаємодіючи з основами ґрунту, утворює нітрати. Якраз вони і використовуються рослинами або ж вимиваються водою.

Потрапляючи у рослини, мінеральні форми азоту знову перетворюються у складні білкові сполуки, які або вилучаються з урожаєм, або після відмирання рослин знову проходять цикл змін до простих мінеральних сполук.

Основними природними джерелами поповнення запасів азоту у ґрунті є азотофіксуюча діяльність мікроорганізмів, а також часткове надходження його з атмосферними опадами.

Найбільша кількість азоту нагромаджується у ґрунті в результаті життєдіяльності бульбочкових бактерій на бобових рослинах. За даними досліджень, щороку з 1 га конюшини можна нагромадити 150-160 кг азоту, люпину – 160-170, люцерни – 250-300, сої – 100, вики і гороху – 70-80 кг азоту. З атмосферними опадами азот надходить у вигляді аміаку і частково нітратів, які утворюються під час грозових розрядів. При цьому на кожний гектар щороку потрапляє від 2 до 12 кг азоту.

Природні запаси азоту у ґрунті та атмосфері не забезпечують повністю потреб більшості сільськогосподарських культур, тому у виробничих умовах їх поновлюють внесенням органічних і мінеральних добрив.

Фосфор міститься як в органічній, так і в мінеральній частині ґрунту. Наприклад, його загальний вміст в орному шарі ґрунтів України коливається у межах від 2, 5 (сірий лісовий ґрунт) до 4, 4 (чорнозем) т/га.

Органічні сполуки фосфору представлені фітином, нуклеїновими кислотами, нуклеопротеїдами, фосфатидами, фосфатами цукру, а мінеральні – солями кальцію, магнію, заліза й алюмінію. Фосфор у ґрунті входить до складу апатиту, фосфориту і вівіаніту, а також міститься в увібраному стані у вигляді фосфат-іону.

У мінеральних сполуках ґрунтів фосфор представлений переважно малорухомими формами. Розчинність фосфатів кальцію, магнію, алюмінію і заліза тим менша, чим вища їх основність.

Кислі ґрунти містять хімічно активні форми заліза й алюмінію, і фосфор тут найчастіше міститься у вигляді фосфатів заліза та алюмінію або зв'язаний з півтораоксидами у вигляді адсорбованих сполук, здатних до часткової заміни їх фосфат-іонів.

Фосфати заліза й алюмінію у ґрунті найчастіше представлені варисцитом і стогнитом. Ці фосфати належать до складу середніх солей, піддаючись вивітрюванню. Вони поступово трансформуються у більш основні та стійкі форми, наприклад – ауселіт, вавеліт.

У слабокислих, нейтральних і слаболужних ґрунтах переважають фосфати кальцію. Найстійкішою та менш розчинною формою фосфатів кальцію є гідроксил апатит. У порядку зростання розчинності йдуть трикальційфосфат, октан кальцій-фосфат, понетит, брутит.

У ґрунтах, які збагачені кальцієм, розчинні фосфати кальцію стають більш основними і менш розчинними, перетворюючись у кінцевому результаті в гідроксил апатит.

Майже всі ґрунти світу, у тому числі України, гірше забезпечені фосфором, ніж азотом і калієм. Зокрема, рухомими формами фосфору найгірше забезпечені ґрунти Полісся, Передкарпаття і Карпат (див. рис. 1).

Доведено, що ясно-сірі, сірі та темно-сірі опідзолені ґрунти рухомими формами фосфору забезпечені середньо, а чорноземи -середньо і добре. У більшості ґрунтів орних земель вміст рухомого фосфору на 50-70 мл/кг ґрунту нижчий від оптимального рівня (100-150 мг/кг ґрунту).

Вміст калію у ґрунтах визначається їх генетичним типом окультуреністю, мінералогічним і гранулометричним складом. Наприклад, у більшості ґрунтів України валового калію є набагато більше, ніж азоту і фосфору. Одночасно доведено, що найменше калію г в дерново- підзолистих грунтах, особливо піщаного і супіщаного гранулометричного складу, в яких калій вимивається з верхніх горизонтів у нижні. В суглинкових ґрунтах він виноситься рослинами, та його вимивається більше, ніж нагромаджується.

У сірих лісових ґрунтах помітного перерозподілу калію у горизонтах не спостерігається. У ясно-сірих пилувато-супіщаних ґрунтах в орному шарі валового калію є дещо менше, ніж у глибших горизонтах.

Темно-сірі опідзолені оглеєні ґрунти за вмістом калію мало відрізняються від ясно-сірих і сірих пилувато-супіщаних та легко-суглинкових ґрунтів.

У чорноземах опідзолених вміст валового калію переважно такий же, як в неоглеєних темно-сірих опідзолених ґрунтах.

Дані про валовий вміст калію у ґрунтах України свідчить про те, що потенційні запаси його досить значні і їх вистачило б для вирощування високих врожаїв сільськогосподарських культур на тривалий час. Однак треба врахувати й те, що майже всі рослини потребують його більше, ніж, наприклад, азоту і фосфору.

Велику роль у ґрунті відіграють кальцій, маґній і натрій. Вони трапляються у декількох формах: у складі силікатів та алюмосилікатів, у формі увібраних катіонів, у складі ґрунтового розчину у вигляді різних розчинних солей або у твердій фазі ґрунту у формі окремих солей.

Валовий вміст цих елементів коливається від 1, 5.до 3, 4 %, різко зростаючи у карбонатних або солевмісних горизонтах.

Ґрунт є джерелом мікроелементів для рослин, а через них – і людей. Роль мікроелементів у фізіологічних і біохімічних процесах надзвичайно велика. Вони входять до складу вітамінів, ферментів, гормонів. Нестача або надмірний вміст мікроелементів у кормах і продуктах харчування спричинює порушення обміну речовин та сприяє виникненню захворювань у рослин, тварин і людей.

У ґрунті багато мікроелементів, основними з яких для рослин й інших живих організмів є марганець, мідь, бор, цинк, молібден, нікель, фтор, йод.

У результаті досліджень встановлено, що, наприклад, нестача марганцю у ґрунті з нейтральною або лужною реакцією спричинює хлороз у рослин, знижує їх стійкість проти захворювань, вилягання. Нестача бору призводить до опадання зав'язей, розвитку бактеріозу в льону, загнивання серцевини у буряках. Нестача міді у торфах і болотних ґрунтах затримує ріст рослин, призводить до вилягання зернових, а інколи на таких ґрунтах взагалі годі зібрати урожай.

Мікроелементи у ґрунті перебувають у різних формах: в мінеральній – входять до складу первинних і вторинних мінералів, в органічній – до складу гумусу.

Вміст мікроелементів у ґрунті залежить від вмісту їх у ґрунтотворній породі та від особливостей ґрунтотворних процесів.

Мінералогічний склад ґрунту становлять природні хімічні сполуки та самородні елементи. Виділяють дві групи мінералів: первинні та вторинні.

Первинні мінерали – це дрібні уламки щільних порід різного походження, що утворюються під час їх вивітрювання та переходять у дрібнозем. Вони представлені частками понад 0, 001 мм.

Найбільш поширеними первинними мінералами у ґрунтах є кварц, польові шпати, амфіболи, піроксени і слюди. Ці мінерали становлять основну масу магматичних порід. Так, у крихких породах вміст кварцу досягає 40-60 %, а в польових шпатах – до 20 %. Серед них поширені ортоклаз, іноді трапляються натрієво-кальцієві польові шпати або плагіоклази.

Кварц і польові шпати грубозернисті, оскільки вивітрювання їх проходить повільно. Вони зосереджені переважно у піщаних і пилуватих частинках ґрунту.

Амфіболи, піроксени та більшість слюд легко піддаються вивітрюванню, тому у крихких породах і ґрунтах вони містяться у невеликих кількостях у вигляді дрібних кристаликів.

З наявністю первинних мінералів пов'язані агрофізичні властивості ґрунтів, вони є джерелом зольних елементів живлення рослин, а також утворення вторинних мінералів.

Вторинні мінерали — це мінерали, які утворилися з магматичних порід і первинних мінералів у результаті хімічного й біологічного вивітрювання та наступного ґрунтоутворення. Вони переважно зосереджені у тонкодисперсних гранулометричних фракціях розміром менше 0, 001 мм і представлені глинистими мінералами, мінералами оксидів заліза та алюмінію, алофанами, а також мінералами-солями.

Глинисті мінерали, до яких перш за все належать мінерали групи каолініту, гідрослюд, монтморилоніту, змішаношаруватих мінералів, хлориту, як правило, становлять основну частину вторинних мінералів. Названі вони глинистими через те, що переважно визначають мінералогічний склад глин.

Першочергова роль глинистих мінералів зводиться до того, що завдяки властивій їм вбирній здатності вони визначають ємкість вбирання ґрунтів і порід та одночасно з гумусом є основним джерелом надходження мінеральних елементів для рослин.

¨ Мінерали гідрооксидів заліза йалюмінію, з яких найбільше значення має гібсит, трапляються в ілювіальних горизонтах підзолистих ґрунтів, жовтоземах і червоноземах.

♦ Алофани утворюють самостійну групу вторинних мінералів. формування цих мінералів у ґрунтах може бути обумовлене взаємодією кремнекислоти і гідрооксидів алюмінію, які вивільнюються під час руйнування первинних та вторинних мінералів, а також із золи рослинних залишків. Присутність у ґрунті алофанів підвищує ємкість його вбирання, але одночасно збільшує гідрофільність, липкість і набухання грунтів.

Тема№2

1. Реакція грунту проявляється при взаємодії його з водою або розчинами солей. Вона визначається співвідношенням водневих і гідроксильних іонів у грунтовому розчині і характеризується показником рН. рН = -lg [H+]. Якщо рН=7, то реакція нейтральна, при рН більше 7 – лужна, менше – кисла. В грунтах рН коливається в межах від 3, 5 (верхові торф'яники) до 8-9 (солончаки і солонці). Оптимальний рН (близько 7) характерний для некарбонатних грунтів, ГПК яких повністю насичений Са та Mg.

Виділяють актуальну (активну) і потенційну кислотність грунту залежно від того, при якій взаємодії вона проявляється і вимірюється.

Актуальна кислотність грунту зумовлена наявністю іонів водню у грунтовому розчині. Залежить від наявності в грунтовому розчині вільних кислот, гідролітично кислих солей, ступеня їх дисоціації. Актуальна кислотність грунту вимірюється при взаємодії грунту з дистильованою водою (водний рН, рН(Н2О)), при розведенні 1: 2, 5 або у пасті. Деколи рН грунту визначається за допомогою електрода безпосередньо у грунті за природних умов. Потенційна кислотність – здатність грунту при взаємодії з розчинами солей вести себе як слабка кислота. Визначається вона властивостями твердої фази грунту, яка зумовлює появу додаткових водневих іонів у розчині при взаємодії з добривами або хімікатами. Характеризує сумарну концентрацію кислот і кислотних агентів, що існують у даному грунті як у дисоційованому, так і не дисоційованому стані. Природа потенційної кислотності складна, носієм її є обмінні катіони водню й алюмінію в ГПК:

Формула (доступно при скачуванні повної версії книжки)

В органічних горизонтах головну роль у формуванні кислотності відіграє обмінний водень, причому безпосереднім джерелом його служать органічні кислоти, включаючи гумусові, і вугільна кислота. При взаємодії з колоїдами водень цих кислот входить в їх дифузний шар, займаючи місце основ, які вилуговуються чи випадають в осад. Кислотність мінеральних колоїдів зв'язана з наявністю у ГПК обмінних іонів водню, алюмінію і заліза. Джерелом алюмінію і заліза є іони водню кристалічної решітки глинистих мінералів і гідроксидів.

Залежно від характеру взаємодії грунту з розчинами розрізняють дві форми потенційної кислотності грунтів: обмінну і гідролітичну.

Обмінна кислотність виявляється при взаємодії з грунтом розчинів нейтральних солей. Використовують звичайно 1н розчин КСІ (рН=5, 6). При взаємодії кислого грунту з розчином хлориду калію в результаті обміну калію на водень в розчині появляється соляна кислота, а при обміні на алюміній – хлорид алюмінію, який при гідролізі утворює сильну кислоту:

Формула (доступно при скачуванні повної версії книжки)

При рН грунту менше 4 кислотність зумовлена в основному обмінним воднем, при рН від 4, 0 до 5, 5 – обмінним алюмінієм. Виражається в мг-екв/100 г грунту або рН сольовим (КС1). За величиною рНсол. грунти поділяються на: сильнокислі (< 4, 5), кислі (4, 6-5, 0), слабокислі (5, 1-5, 5), близькі до нейтральних (5, 6-6, 0), нейтральні (6, 1-7, 0). Для слаболужних і лужних грунтів (рН > 7, 0) рН сол. не визначають.

Гідролітична кислотність виявляється при взаємодії грунту з розчинами гідролітично лужних солей (сильного лугу і слабкої кислоти). Звичайно використовують 1 н розчин СН COONa, pH якого 8, 2:

Формула (доступно при скачуванні повної версії книжки)

Кількість оцтової кислоти, яка утворилася, визначають титруванням. Вона і характеризує гідролітичну кислотність грунту. Гідролітична кислотність звичайно більша, ніж обмінна. Виражається в мг-екв на 100 г грунту.
Наявність потенційної кислотності характерна для грунтів, збіднених лужноземельними металами (Са2+, Mg2+). Чим більше грунт збіднений основами, тим значніше виявляє він кислотні властивості.

Велике значення в утворенні визначеної реакції у грунті має характер грунтоутворюючої породи. Підзолисті грунти, бідні основами, сформувалися на вилугуваних безкарбонатних породах. Ґрунтоутворюючий процес також впливає на втрати основ і підкислення (підзолистий процес), у інших випадках спостерігається збагачення грунту основами (дерновий процес). На формування кислих грунтів мають вплив кліматичні умови (промивний характер водного режиму), рослинність (хвойні ліси, трав'яниста рослинність, листяні ліси) також впливає на формування грунтів з різною реакцією.
Сільськогосподарська діяльність людини викликає зміну реакції грунту: виніс елементів живлення з урожаєм, довготривалий обробіток, внесення мінеральних добрив, хімічна меліорація грунтів.
Частина обмінних катіонів водню і алюмінію в грунтовому поглинальному комплексі, визначена як обмінна або гідролітична кислотність, характеризує ненасиченість грунтів основами.
Ступінь насиченості грунтів основами – це кількість обмінних основ (зазвичай Ca2++Mg2+), виражена у відсотках до ємності поглинання (див. 6.4). Звідси, знаючи величину суми ввібраних основ та гідролітичну кислотність, додавши їх, можна розрахувати величину ємності поглинання. Отже, ненасиченість грунтів основами характеризується різницею між ємністю поглинання при вибраному значенні рН і вмістом у грунті обмінних основ.
Постає запитання, а чи можливий в природі випадок, коли величина ємності поглинання та суми ввібраних основ збігатимуться? Звичайно, але тільки у лужних грунтах, в яких ГПК абсолютно насичений основами. В таких умовах СНО=100%.
Основним методом підвищення продуктивності кислих грунтів є зниження їх кислотності вапнуванням. Теоретичною базою вапнування є вчення К.К.Гедройца про грунтовий поглинальний комплекс. Виходячи з цього, при внесенні вапна (СаСО3) проходить взаємодія його з кислим грунтом за схемою (СаСО3 при наявності надлишку вуглекислоти переходить у розчинний Са(НСО3)2):

Формула (доступно при скачуванні повної версії книжки)

Грунти з високим ступенем насиченості не потребують вапнування. Звичайно доза вапна розраховується по гідролітичній кислотності орного шару грунту.
Вапнування сильнокислих грунтів створює сприятливі умови для розвитку мікроорганізмів-азотфіксаторів, нітрифікаторів, фосформобілізуючих мікроорганізмів. У таких умовах зростає активність нейтральних фосфатаз.
Вапно не відноситься до добрив, але вапнування підвищує ефективність внесених мінеральних добрив. Урожайність та біопродуктивність рослин на вапнованих і удобрених полях значно вища, ніж на удобрених, але не вапнованих.