Роль та хімічний склад рідкої фази ґрунтового розчину

тому в ґрунтоутворенні режиму води слід відводити перше місце.

Рідка фаза ґрунту являє собою ґрунтовий розчин, який формується з води, що надходить у ґрунт з атмосферними опадами, з ґрунтових вод, при конденсації водяної пари. При зрошенні додатковим резервом вологи для ґрунтових розчинів стають поливні води. Рідка фаза ґрунту є найбільш мобільною, динамічною і водночас активною її частиною. Ґрунтовий розчин відіграє настільки важливу роль у ґрунтоутворенні та живленні рослин, що Г.М. Висоцький образно назвав його «кров'ю» ґрунту, а В.І. Вернадський вважав його однією з найважливіших категорій вод, «основним субстратом життя», «основним елементом механізму біосфери». У ґрунтовому розчині відбуваються процеси руйнування та синтезу гумусових речовин, формування вторинних мінералів, утворення органо-мінеральних сполук. Із ґрунтового розчину рослини отримують необхідні поживні речовини та воду. Внаслідок того, що одні речовини ґрунту можуть поглинатися рослинами, мікроорганізмами та колоїдами, а інші можуть залишатися в ґрунтовому розчині, між рідкою та твердою фазами ґрунту встановлюється динамічна адсорбційна рівновага. У ґрунтовому розчині мінеральні та органічні речовини перебувають у молекулярному, колоїдному та іонному стані. Крім того, тут присутні кисень, діоксид вуглецю та інші розчинені гази.

Органічні сполуки ґрунтового розчину представлені гумусовими кислотами та їхніми солями (у нейтральних ґрунтах – фульвати кальцію і магнію; у сильнокислих – фульвати алюмінію та заліза; у лужних – гумати натрію), винною, щавлевою та іншими органічними кислотами та їхніми солями, а також цукрами, амінокислотами, спиртами, ферментами, дубильними речовинами, що видобуваються з рослинних решток або ж утворюються в результаті біохімічних процесів. Мінеральні сполуки в ґрунтовому розчині представлені переважно аніонами HCO3, CO32, NO3, NO2, SO 24, Cl, H 2PO 4, HPO 2, PO34 і ка-

    тіонами H, Na, K, Li, NH 4, Ca 2, Mg 2, Fe 2, Fe3, Al3.

У надзвичайно малих кількостях у ґрунтовому розчині присутні іони

2 2 2 2 Сo, Mn, Cu, Zn та інших мікроелементів. Алюміній, залізо, а також мідь, ванадій, нікель, хром та інші мікроелементи у ґрунтовому розчині містяться переважно у вигляді комплексних органо-мінеральних сполук, де органічна частина комплексів представлена гумусовими та низькомолекулярними органічними кислотами, поліфенолами та іншими органічними речовинами.

Якісний і кількісний склад розчину в різних ґрунтах неоднаковий. Навіть в одному й тому самому ґрунті його склад змінюється за генетичними горизонтами. Найбільш багатий на органічні сполуки ґрунтовий розчин болотних і цілинних дерново-підзолистих, а в межах одного ґрунту – органогенний і гумусовий горизонти. Вниз за профілем ґрунтів кількість органічних сполук у ґрунтовому розчині різко знижується в результаті їх закріплення та мінералізації у верхніх горизонтах. У каштанових ґрунтах, чорноземах, сіроземах і солонцях у складі ґрунтових розчинів нижніх горизонтів збільшується вміст мінеральних сполук – карбонатів, гіпсу та легкорозчинних солей.

Речовини в ґрунтовому розчині зумовлюють його осмотичний тиск, величина якого зростає з підвищенням концентрації розчинених сполук. Осмотичний тиск розчину у різних ґрунтів неоднаковий і коливається від 1,01–3,03∙105 до 10,1–20,2·105 Па (1,01·105 Па = 1 атм). Осмотичний тиск клітинного соку кореневої системи більшості культурних рослин не перевищує 5,05–8,08·105 Па. Нормальне споживання рослинами води та поживних речовин відбувається тільки за умови, коли осмотичний тиск ґрунтового розчину нижчий за осмотичний тиск клітинного соку кореневої системи. Тому всі агротехнічні прийоми, що проводяться, не повинні призвести до збільшення осмотичного тиску ґрунтового розчину вище осмотичного тиску клітинного соку у вирощуваних культур. В іншому випадку це тягне за собою низку несприятливих наслідків для росту та розвитку рослин.

Залежно від концентрації ґрунтового розчину всі ґрунти поділяються на дві групи – незасолені та засолені. Незасоленими називаються такі ґрунти, у яких концентрація ґрунтового розчину не перевищує кількох грамів на 1 л при вмісті легкорозчинних солей менше 0,25 %. Осмотичний тиск їхнього розчину не перевищує 1,01–8,08·105 Па, що сприятливо для вирощування більшості сільськогосподарських культур. Склад ґрунтового розчину в незасолених ґрунтах визначається характером та інтенсивністю біологічних процесів і складом твердої фази ґрунту. З мінеральних сполук у розчині цих ґрунтів найбільш поширеними є гідрокарбонати кальцію і магнію, меншою мірою зустрічаються КНСО3 і NaНСО3, сульфати кальцію, магнію і натрію, нітрати та фосфати цих самих катіонів.

У засолених ґрунтах концентрація ґрунтового розчину може сягати кількох десятків грамів на 1 л, а вміст легкорозчинних солей перевищувати 0,25 %. Осмотичний тиск їхніх розчинів перевищує 10,13– 15,20∙105 Па, що унеможливлює вирощування на них більшості культурних рослин без попереднього проведення спеціальних меліоративних заходів. З мінеральних сполук у ґрунтовому розчині засолених ґрунтів переважають: хлориди – NaCl, MgCl2, CaCl2 та KCl; сульфати – Na2SO4, MgSO4, K2SO4, CaSO4; карбонати – Na2CO3 та MgCO3; гідрокарбонати – NaHCO3, Mg(HCO3)2 та Ca(HCO3)2.

Ґрунтовий розчин перебуває у постійній і тісній взаємодії з твердою, газовою та живою фазами ґрунту, і як наслідок, склад і концентрація його є результатом біологічних, фізико-хімічних і фізичних процесів, що лежать в основі цієї взаємодії. Темп і напрямок зазначених процесів схильні до значних змін, тому і склад ґрунтового розчину є надзвичайно динамічним. Після випадіння дощу та танення снігу концентрація ґрунтового розчину знижується, а в сухий час підвищується, внаслідок чого деякі розчинені речовини можуть випадати в осад. Зміна складу ґрунтового розчину значною мірою пов'язана з тим, що частина розчинених речовин засвоюється рослинами та мікроорганізмами, певна кількість вимивається у глибокі горизонти, частина переходить у поглинений стан. Зміна водного режиму веде до трансформації концентрації та складу ґрунтового розчину і умов мінерального живлення рослин, що, природно, безпосередньо відображається на їхній життєдіяльності.

Важливою властивістю ґрунтового розчину є його реакція, яка прямо залежить від сольового складу розчину, поглинальної здатності та присутності в ґрунтах вільних кислот. За характером реакції ґрунтового розчину ґрунти поділяють на сильнокислі (рН<4,0), кислі (рН 4,0– 5,5), слабокислі (рН 5,5–6,5), нейтральні (рН 6,5–7,0), лужні (рН 7,0– 8,0), сильнолужні (рН>8,0). Сильнокислу та кислу реакцію мають червоноземи, підзолисті, дерново-підзолисті та торф'яні ґрунти. Слабокисла і близька до нейтральної реакції ґрунтового розчину характерні для чорноземів та сірих лісових ґрунтів, тоді як каштанові ґрунти, сіроземи та солонці мають лужну реакцію. Кисла реакція визначається наявністю в розчині органічних та мінеральних кислот і кислих солей; лужна – карбонатами та гідрокарбонатами натрію і магнію.

У ґрунтовому розчині практично ніколи не міститься сильних кислот і сильних лугів. Це пояснюється тим, що ґрунтові розчини мають здатність чинити опір, протистояти зміні його реакції, тобто буферністю. У ґрунтових розчинах широко представлена буферна система з вугільної кислоти та її кальцієвої солі – гідрокарбонату кальцію: Н2СО3 + Са(НСО3)2. Ці дві сполуки присутні в ґрунтовому розчині ґрунтів, що мають слабокислу, нейтральну та слаболужну реакцію. У ґрунтах із сильнокислою реакцією визначальну роль відіграють органічні кислоти та їхні солі з кальцієм, а в деяких випадках з амонієм та іншими основами. Крім того, відому буферну дію можуть чинити фосфати, якщо вони перебувають у розчині в кількох ступенях заміщення. Буферна дія фосфатів пояснюється різним ступенем дисоціації ортофосфорної кислоти Н 2 РО 4, НРО 24, РО 34. Слід зазначити, що буферність ґрунтового розчину, взятого окремо, зазвичай дуже незначна порівняно з буферністю ґрунту в цілому.

Значення ґрунтового розчину в житті ґрунту, рослинності та мікроорганізмів велике. Усі процеси мобілізації поживних речовин у ґрунті, у т. ч. і за рахунок внесених добрив, відбуваються через ґрунтовий розчин. Ось чому склад і концентрацію ґрунтового розчину слід цілеспрямовано регулювати за допомогою спеціальних агротехнічних прийомів. Концентрацію ґрунтового розчину зменшують промиванням ґрунту прісними водами. Склад його змінюють внесенням добрив, а реакцію – вапнуванням або гіпсуванням ґрунту.

Форми води та їхнє співвідношення у ґрунті залежать від його гранулометричного та мінералогічного складу, від структурності, що визначає розмір і конфігурацію ґрунтової порозності, і, звісно, від ступеня його вологості в даний момент. Вода у ґрунті перебуває у сфері впливу трьох видів сил: тяжіння, молекулярного тяжіння мінеральних та органічних частинок ґрунту і взаємного тяжіння молекул самої води. Розрізняють такі форми води, що відрізняються між собою міцністю зв'язку з твердою фазою, ступенем рухливості та доступності рослинам: 1) хімічно зв'язану; 2) тверду; 3) пароподібну; 4) сорбовану; 5) капілярну; 6) гравітаційну.

Хімічно зв'язана вода характеризується нерухомістю, високою міцністю зв'язків, нездатністю розчиняти. Вона включає конституційну (гідратну) та кристалізаційну (кристалогідратну) воду, входить до складу твердої фази ґрунту.

Види хімічно зв'язаної води:

• Конституційна вода – гідроксильна група (ОН) речовин, що знаходяться у ґрунті: гідроксидів заліза, алюмінію, марганцю, титану, колоїдно-дисперсних глинистих мінералів, органічних та органо-мінеральних сполук.
• Кристалізаційна вода – це цілі молекули води, що входять до складу кристалів: гіпс (CaSO4∙2H2O), мірабіліт (Na2SO4·10H2O), бішофіт (MgCl2·6H2O), гідрофіліт (CaCl2·6H2O).

Хімічно зв'язана вода не входить до складу ґрунтового розчину і рослинам не доступна. При її втраті в результаті дегідратації або синерезису, тобто ущільнення кристалічної ґратки, відбувається незворотна трансформація мінеральних, органічних та органо-мінеральних сполук.

Тверда вода – лід, що є у ґрунті. Зустрічається взимку в усіх ґрунтах, де спостерігаються від'ємні температури. У місцях із вічною мерзлотою та в тундрах лід у ґрунті залишається навіть улітку. Тверда вода рослинам безпосередньо недоступна, але вона служить джерелом рідкої та газоподібної води.

Пароподібна вода міститься в ґрунтовому повітрі у вигляді водяної пари. Пари води надходять до ґрунту з атмосфери, а також утворюються в ґрунті при випаровуванні води та льоду. Ґрунтове повітря зазвичай насичене парами води, відносна вологість його близька до 100 %. З підвищенням температури збільшується тиск водяної пари і вона пересувається від теплих шарів ґрунту до більш холодних. При конденсації пара перетворюється на рідку воду. У багатьох випадках цей перехід пароподібної води в рідку стає найважливішим джерелом постачання рослин водою.

Форми ґрунтової вологи: що доступно рослинам

Вода у ґрунті перебуває у різних станах, і далеко не вся вона корисна для урожаю. Для агронома принципово важливо розділяти зв'язану, капілярну та вільну вологу, оскільки від цього залежать поливний режим та живлення рослин. Обсяги накопичення доступної вологи сильно варіюються залежно від сезону та кліматичних умов регіону.

• Зимова конденсована волога в посушливих районах (у метровому шарі) — 10–14 мм
• Запас конденсованої вологи до початку весни (в окремі роки) — 200 м³/га
• Діаметр пор для прояву капілярних сил — 0,001–0,1 мм

Сорбована волога міцно утримується на поверхні ґрунтових частинок. Вона представлена гігроскопічною та плівковою формами. Гігроскопічна вода утворюється з парів повітря і щільно прилягає до частинок ґрунту у вигляді плівки з 2–3 шарів молекул. Через потужне тяжіння коріння не може її поглинути. Рухливість цієї вологи вкрай низька — вона переміщується тільки після переходу в пароподібний стан.

Плівкова вода обволікає частинки поверх гігроскопічного шару. Вона зв'язана слабше, тому рослини можуть частково засвоювати її за рахунок осмотичного тиску клітинного соку. Однак пересувається така волога дуже повільно — від ділянок із товстою плівкою до тонких. У результаті коріння витрачає воду швидше, ніж відновлюється її приплив.

Капілярна вода заповнює дрібні пори і рухається в усіх напрямках під дією меніскових сил. Вона поділяється на капілярно-підперту (піднімається від ґрунтових вод) та капілярно-підвішену (утримується після опадів або поливу). Це найбільш рухлива та легкодоступна форма вологи, яка становить основу водного живлення. Гравітаційна вода підпорядковується силі тяжіння, стікає вниз або накопичується на водоупорі. Вона здатна розчиняти та переносити солі, колоїди та суспензії.

Рідку фазу ґрунту визначає ґрунтовий розчин. До нього входять плівкова та капілярна вода з розчиненими солями, органікою, газами та колоїдами. Обсяг розчину дорівнює загальному обсягу вологи за вирахуванням максимальної гігроскопічності. Хімічно зв'язана, гігроскопічна та гравітаційно-просочувана вода до складу ґрунтового розчину не включаються.

Живлення з рідкої фази: як працюють механізми засвоєння

Ґрунтовий розчин — це середовище, з якого коріння безпосередньо забирає елементи живлення. Однак концентрація речовин у ньому нестабільна і становить лише малу частину від загальних запасів ґрунту. Щоб оцінити реальну забезпеченість рослин, потрібно враховувати динаміку переходу елементів у розчин.

Поглинання поживних речовин кореневою системою регулюється трьома ключовими факторами:

• Фактор інтенсивності — активність іонів у рідкій фазі ґрунтів. Вона визначає рівень поглинання сильніше, ніж валова концентрація. Цей показник залежить від хімічного потенціалу іона і розраховується за формулою: µ_i = µ_i⁰ + RT ln a_i (де µ_i⁰ — стандартний потенціал, T — температура в Кельвінах, a_i — активність іона, R — газова стала).
• Фактор поповнення — здатність ґрунту підтримувати стабільну активність іонів у часі. Він залежить від буферної ємності, резервів елементів у твердій фазі та швидкості їхнього переходу з ґрунтово-поглинального комплексу (ҐПК) або валових запасів у розчин.
• Фактор іонної взаємодії — взаємний вплив різних іонів у розчині на швидкість їхнього поглинання корінням.

У дослідженнях на кислих і карбонатних ґрунтах підтверджено, що кількість фосфору, яка дифундує від поверхні ґрунту до коренів, прямо залежить від процесів поповнення розчину. Універсальних формул для цього механізму немає. Однак швидкість дифузії завжди визначається балансом між твердою фазою та ґрунтовим розчином.

М  с Db, де: с – концентрація фосфору в ґрунтовому розчині; b – буферна ємність;

D – коефіцієнт дифузії в поровому просторі ґрунту; α – коефіцієнт, що відображає тип ґрунту, його вологість та всі інші фактори.

Якщо позначити величину  D як коефіцієнт β і ввести поняття кількості поживного елемента в резерві q=cb, то вийде такий вираз: М   cq, що відображає той факт, що дифузійне поглинання іонів прямо пропорційне інтенсивності та буферній ємності.

Фактор іонної взаємодії відображає ефект впливу інших іонів на поглинання даного. Саме цим взаємовпливом іонів пояснюється той факт, що один і той самий рівень (активність) одного іона у водній фазі може бути або недостатнім, або надлишковим для рослини залежно від присутності інших речовин.

У загальному випадку цей фактор може бути описаний таким чином:

Vi , k i  i   k i / k j j де: Vi – швидкість поглинання i-го іона з активністю αj;

Vmax – його максимальна швидкість поглинання, коли його активність не є лімітуючим фактором; αj – активність інших іонів; ki та kj – константи Міхаеліса.

Подібне співвідношення добре описує і випадки конкуруючого поглинання іонів.

Розглянуті фактори показують, що склад ґрунтових розчинів є задовільним індикатором умов живлення рослин, часто більш інформативним порівняно з традиційним аналізом ґрунтових витяжок.

Водночас для повної характеристики процесу живлення рослин необхідний комплексний спряжений підхід до дослідження всіх компонентів ґрунту, його твердої, рідкої та газоподібної частин.