Основи ґрунтознавства

Виноградов А.П. Геохимия рідких и рассеянных химических элементов в почвах.М.: АН СССР, 1957.

Дюшофур Ф. Основы почвоведения.Прогресс, 1970.

Почвоведение. Под. ред. И.С. Кауричева. М.: Агропромиздат, 1988.

Роде А.А., Смирнов В.Н. Почвоведение.М.: Высшая школа, 1972.

Тема 6. Ґрунтові колоїди та поглинальна здатність ґрунтів

Найважливіша особливість ґрунту її гетерогенність і багатофазність. Завдяки цим властивостям більшість процесів, що протікають у ґрунтах, включаючи живлення рослин, міграцію й акумуляцію речовини, формування характерних ознак твердої фази ґрунту й ін., пов'язана з перерозподілом речовини між фазами ґрунту. Поглинання газів, парів і розчинених речовин твердими тілами і рідиною називається сорбцією.

Для розуміння ролі колоїдів в утворенні і функціонуванні ґрунти особливе значення має знання таких розділів колоїдної хімії, як вчення про колоїдні системи; теорія молекулярно-кінетичних явищ; вчення про поверхневі явища і теорія стійкості, коагуляції і стабілізації колоїдних систем, що включає будову частинок дисперсної фази (міцели), електричні властивості поверхневих шарів у дисперсних системах і єлектрокинетичні явища, будова дифузних подвійних шарів на поверхнях поділу фаз і ін.

Ґрунтові колоїди як носії сорбційних властивостей ґрунту

Ґрунти складна полідісперсна система, що складається з часток різноманітного розміру. Ґрунтові колоїди представлені частинками, діаметр яких лежить у межах 0,0001... 0,200 нм. Їхня кількість у ґрунті неоднакова від 1...2 до 30...40% до маси ґрунту. Проте навіть при незначному вмісту в ґрунті частинок колоїдного розміру саме вони є головні носії сорбційних властивостей ґрунту. Причини цього: 1) ґрунтові колоїди навіть у мінімальнім вмісті являють собою основну долю загальної поверхні твердої фази ґрунту; 2) фізична і хімічна природа поверхонь ґрунтових колоїдів сприяє протіканню на них різноманітних сорбційних процесів.

Колоїдні частинки, кількість яких у ґрунті дорівнює 4% по масі, мають поверхню, що складає більш ніж 80% загальної поверхні твердої фази ґрунту. Прямі виміри поверхонь ґрунтових частинок різного розміру свідчать, що реальний внесок колоїдів у загальну поверхню ґрунту дуже високий, тому що значна частина ґрунтового мулу має пластинчасту форму, що істотно збільшує їхню поверхню.

Природа поверхонь ґрунтових колоїдів залежить від їхнього складу і будови. Загальна схема будови колоїдної міцели дана на рис. 1. Колоїди в ґрунті представлені мінеральними, органічними й органо-мінеральними сполуками.

Мінеральні колоїди

До мінеральних колоїдів відносять глинисті мінерали, колоїдні форми кремнезему і півтораоксиди.

Поверхня глинистих мінералів може нести негативний заряд внаслідок порушення зв'язків на краях кристалів, ізоморфних заміщень у сітках тетраедрів і октаедрів.ння заряджених поверхонь проявляються в різноманітнім ступені в різних глинистих мінералів. Завдяки наявності негативного заряду глини здатні до обмінного поглинання катіонів, кількісною мірою якого є ємність катіонного обміну (ЄКО), що вимірюється в м-екв. на 100 г речовини (ґрунти, мінерали, мулистої фракціїування заряду справляє вирішальний вплив і на катіонообмінну ємність. Мінерали, що набухають, при відсутності ізомірних заміщень мають настільки ж малу ємність поглинання, як і ті, що не набухають із структурою 1:1 (каолініт).

Негативний заряд у кристалічних глинистих мінералів не залежить від рН Колоїди, що несуть тільки негативний заряд, називають ацидоідами, а тільки позитивний заряд.

Поверхня аморфних мінералів, зокрема мінералів групи оксидів (гідрооксидів) має рН-залежний заряд (розмір і знак заряду). Такі колоїди називають амфолитоідами. В дуже кислих умовах деякі мінерали цієї групи можуть грати значну роль у формуванні сорбційних і колоїдних властивостей ґрунтів, укриваючи плівками кристалічні мінерали.

Органічні колоїди

Органічні колоїди ґрунту представлені переважно речовинами гумусової і білкової природи. Крім того, у ґрунтах можуть містити полісахариди й інші сполуки, що знаходяться в колоїдно-дисперсному стані. І ті й інші амфолитоіди, проте в гумусових речовин внаслідок більш вираженої кислотної природи більш сильно, ніж у білків, виявляються властивості ацидоідів. Базоідні властивості органічних колоїдів пов'язані з наявністю в них активних аміногруп. Для гумусових колоїдів характерна висока ємність катіонного обміну.

Органічні колоїди знаходяться в ґрунті переважно в осадженому стані внаслідок зв'язування з полівалентними катіонами (у виді гелей). Їх пептизація, тобто перехід у стан колоїдного розчину (золя), відбувається під впливом лугів за рахунок утворення гумусових солей лужних металів.

Органо-мінеральні колоїди.

Органо-мінеральні колоїди представлені переважно сполученнями гумусових речовин із глинистими мінералами й обложеними формами полутораоксидів. Колоїди, що належать до даної групи, також мають високу ємність катіонного обміну, але дуже різноманітну внаслідок неоднорідного складу цієї групи сполук. Здатність до пептизації різноманітна і залежить від природи і розмірів частинок мінеральної компоненти. Очевидно, це найбільш різноманітна за складом і формою зв'язку група ґрунтових колоїдів.

Ступінь спорідненості до води

За ступенем спорідненості до води розрізняють гідрофильні (висока спорідненість) і гідрофобні (низька спорідненість) колоїди. Гідрофобні властивості ґрунтовим колоїдам, що проявляються, зокрема, у зниженій змочуваності, можуть надавати органічні речовини типу ліпідів, якщо вони покривають поверхню ґрунтових часток.

Види поглинальної здатності ґрунту

Процеси поглинання, що протікають у ґрунтах, об'єднують найрізноманітніші явища як сорбційної природи, так і не пов'язані безпосередньо із сорбцією на частинках ґрунту. Під поглинальною здатністю варто розуміти здатність ґрунту затримувати сполуки або частини їх, що знаходяться в розчиненому стані, а також колоїдально розпилені частинки мінеральної й органічної речовини, живі мікроорганізми і грубі суспензії. Сукупність компонентів ґрунту, що беруть участь у процесах поглинання, називається ґрунтовим поглинаючим комплексом (ГПК). Основну частину ГПК складають ґрунтові колоїди. Виділяють 5 видів поглинальної здатності: механічну, фізичну, фізико-хімічну (обмінну), хімічну і біологічну.

Механічна поглинальна здатність це властивість ґрунту, як усякого пористого тіла, затримувати у своїй товщі частинки крупніші ніж система пор. При такому розумінні механічне поглинання не відносяться до розряду сорбційних процесів. Проте в останній час досліджено широке коло так званих внутрішньодифузних процесів у ґрунтах, наприклад дифузії крупних молекул органічних або органо-мінеральних сполук у порові простори ґрунтових часток, міжпакетні шари глинистих мінералів і слюд і наступним механічним (або в поєднанні з іншими силами) удержанням молекул. Оскільки дані процеси призводять до перерозподілу розчиненої речовини між фазами системи, вони безумовно можуть бути віднесені до сорбції.

Фізична поглинальна здатність являє собою зміну концентрації молекул розчиненої речовини на поверхні твердих часток ґрунту. Одним із видів фізичного поглинання є молекулярна сорбція, яка може бути обумовлена різними видами фізичної взаємодії молекул із різнорідною поверхнею твердої фази ґрунту. Добре вивчена сорбція ґрунтом дипольних молекул води, багатьох газів, органічних сполук, у тому числі пестицидів. Фізичне поглинання всіх перерахованих сполук грає важливу роль у стабілізації властивостей ґрунту, виконанням ним важливих санітарно-захисних функцій.

До фізичного поглинання відносять також негативну сорбцію ґрунтом хлоридів і нітратів, сутність якої зводиться до зниження концентрації електроліту в межах не розчинюючого обсягу молекулярно-сорбованої води, внаслідок чого концентрація електроліту в обсязі несорбованої води зростає.

Фізико-хімічна здатність складається у властивості ґрунту обмінювати деяку частину катіонів, що утримуються у твердій фазі на еквівалентну кількість катіонів ґрунтового розчину. Катіонний обмін у ґрунті протікає за схемою:

[ППК] + 5 КСl [ППК] + СаСl₂ + МgCl₂ + НСl

Таким чином, під фізико-хімічним поглинанням у ґрунтах розуміють іонообмінну сорбцію або, конкретніше, обмін катіонів у ґрунтах, для якого характерна еквівалентність і повна оборотність.

Проте, якщо враховувати усі види поглинання в ґрунтах, у цей вид поглинальної здатності доцільно включити необмінне поглинання (сорбцію) катіонів на мінеральних сорбентах ґрунти внаслідок ізоморфних заміщень, а також обмінне поглинання аніонів.

Необмінне поглинання катіонів виявлено у всіх типах ґрунтів і в різному ступені проявляється, певно, для всіх катіонів. Проте найбільшою мірою необмінно сорбіруються катіони калію й амонію. Необмінне поглинання катіонів у більшому ступені виражено в сильногумусованих ґрунтів і ґрунтів важкого механічного складу.

Обмінне поглинання (сорбція) аніонів виражено в кислих ґрунтів, багатих колоїдними формами півтораоксидів або іншими, наприклад органічними, амфолитоідами. У таких ґрунтах передбачається наявність позитивно заряджених поверхонь.

Хімічна поглинальна здатність складається в утворенні важкорозчинних осадів при взаємодії окремих компонентів ґрунтового розчину. У цьому випадку має місце утворення нової твердої фази.

До цього виду поглинальної здатності доцільно віднести утворення осадів на поверхнях ґрунтових частинок при взаємодії іонів, здатних до взаємного осадження, один із яких знаходиться в поглиненому стані (наприклад, обмінно-сорбовані катіони). Така сорбція одержала назву осадової.

До хімічного виду поглинання відносять і комплексоутворювальну сорбцію полівалентних катіонів із ґрунтового розчину при їхній взаємодії із сорбованою органічною речовиною за рахунок утворення координаційних зв'язків. Процеси хімічного поглинання грають істотну роль у формуванні глиногумусових компонентів або взаємодії алюмосилікатів із гумусовими сполуками. В утворенні сполук даного типу значна роль належить і адгезіоним взаємодіям мінеральних і гумусових компонентів. Під адгезією розуміють склеювання поверхонь різноманітного складу і будови під дією різних сил.

Наведемо приклади різноманітного виду хімічної поглинальної здатності в ґрунтах.

1. Утворення нової твердої фази, наприклад, реакція в ґрунтовому розчині з фосфатом

2Al³⁺ + Ca(H₂PO₄)₂ > 2AlPO₄v + Ca²⁺ + 4H⁺

2. Осадова сорбція фосфатів, наприклад, на поверхні важкорозчинних гідроксидів

[Al(OH)₃]_n + CaHPO₄ > [Al(OH)₃]_n-1 AlPO₄ + H₂O + Ca²⁺ + 2OH^-



3. Комплексоутворююча сорбція, наприклад Fe(OH)₂⁺ гумусом, сорбованім на алюмосилікаті.

4. Утворення сорбційного глиногумусового комплексу шляхом поєднання хемосорбційної (-) і адгезійної (……) взаємодії

Цей тип взаємодії грає важливу роль в утворенні органо-мінеральних колоїдів ґрунтів.

Біологічна поглинальна здатність виражається в поглинанні ґрунтовою біотою і коренями рослин речовин із ґрунтового розчину. Процеси біологічного поглинання, змінюючи концентрацію і склад ґрунтового розчину, істотно впливають на численні сорбційні рівноваги, що складаються в ґрунті, і стан сорбційного комплексу ґрунту.

Основні закономірності сорбційних процесів у ґрунтах

Розгляд можливих типів сорбційних взаємодій у ґрунтах показує, що грунт дуже складний поліфункціональній сорбент, на якому та ж сама речовина або іон може сорбуватися одночасно по декількох типах взаємодії. Це ускладнює як експериментальне дослідження сорбційних процесів у ґрунтах, так і застосування до ґрунтів відомих із фізичної і колоїдної хімії закономірностей для різноманітних видів сорбції. Все ж таки можливо встановлення деяких загальних закономірностей сорбції в ґрунтах, доцільності введення ряду кількісних параметрів, що характеризують сорбційні процеси. Для кількісної характеристики сорбції в ґрунтах використовують ряд показників.

Сорбційна ємність ґрунтів максимальна кількість речовини, здатна сорбуватися ґрунтом. Через поліфункціональність ґрунту як сорбенту його сорбційна ємність буде неоднакова до різноманітних речовин, включаючи катіони. Наприклад, К⁺ одночасно може поглинатися за обмінним і необмінним типом, Nа⁺ переважно обмінно, Zn²⁺ за обмінним типом, а також за типом комплексоутворювальної і осадової сорбції. Тому поняття сорбційної ємності варто застосовувати до конкретних речовин або іонів.

Сорбційна ємність може досягати величезних значень для речовин, здатних до осадового поглинання за рахунок розчинення ґрунтових сполук і утворення термодинамічно більш стійких осадків з іоном, що надходить у грунт. Наприклад, взаємодія гіпсу з розчинним фосфатом, що йде за схемою

3CaSO₄ + 2HPO₄²> Ca₃(PO₄)₂ v+ 3SO₄²+ 2H⁺,



може протікати аж до повного переходу гіпсу у фосфат.

Ємність катіонного обміну (ЄКО) максимальна кількість катіонів, утримувана ґрунтом в обмінному стані. Це відносно стабільна величина для кожного ґрунту, проте і вона залежить від рН внаслідок амфолітоідності деякої частини ґрунтових поверхонь, а також від природи іонів, що беруть участь в обмінному поглинанні. У зв'язку з цим необхідна стандартизація методу визначення ЄКО. Поширений стандартний метод визначення ЄКО по кількості поглиненого іона Ва²⁺ із буферного розчину при рН 6,5.

ЄКО залежить від типу ґрунту, утримання основних катіонопоглинаючих компонентів (глинисті мінерали, органічна речовина), гранулометричного складу і варіює в дуже широких границях. Можна зазначити лише переважні значення ЄКО для різноманітних ґрунтів.

Селективність іонного обміну. За інших рівних умов (концентрації в еквівалентних одиницях, рН і т.ін.) той самий грунт поглинає з розчинів, що містять суміш різноманітних іонів, неоднакові кількості як катіонів, так і аніонів. В основному витримується закономірність, відповідно до якої велику спорідненість до ґрунту мають іони з більш високим зарядом і з більшою масою. Почасти цю закономірність пояснюють характером гідратації і радіусом гідратованих іонів, хімічною спорідненістю, особливо для аніонів, і іншими причинами. У більшості типів ґрунтів наводять такі ряди катіонів і аніонів по зростанню здатності до обмінного поглинання:

Na⁺ < NH⁴⁺ K⁺ < Mg²⁺ Ca²⁺ < H⁺ < Al³⁺;

Cl NO₃Ї < SO₄²< PO₄³(HPO₄^2-, H₂PO₄^-).

Проте ці ряди не є універсальні і можуть змінюватися в різноманітних ґрунтах і в залежності від умов рН, температури, концентрації і т.ін.

Склад обмінних катіонів, кислотність, лужність і буферність ґрунтів

Різноманітні ґрунти істотно відрізняються друг від друга за складом катіонів, що знаходяться в обмінному стані (табл.1)

Крім зазначених у таблиці, у складі ГПК знаходяться практично всі катіони, необхідні для живлення рослин: К⁺, NН₄^+, мікроелементи, але їхня доля в складі обмінних катіонів невелика, десь декілька відсотків.

Загальний вміст всіх обмінних катіонів, крім Н⁺ і Аl³⁺, називають сумою обмінних основ. У залежності від наявності в складі ГПК іонів водню і алюмінію розрізняють ґрунти насичені (Н⁺ і Аl³⁺ відсутні) і ненасичені основами.

Склад обмінних катіонів залежить від типу ґрунтоутворення, складу материнської породи, іноді від складу ґрунтових вод, якщо вони залягають близько до поверхні.

Таблиця 6.1 Склад обмінних катіонів у деяких ґрунтах

Ґрунти	Горизонт	Глибина, см	Са2+	Mg2+	H+ + Al3+	Na+
Дерново-підзолистий піщаний	Апах В1 В2 В3	0-10 18-26 50-60 75-85	0,9 0,2 0,3 0,5	0,3 0,1 0,1 0,1	2,3 1,1 0,6 0,7	- - - -
Сірий лісовий опідзолений	А1 А2 В1 В2 З	0-6 18-28 30-40 60-70 130-140	12,5 2,5 7,0 10,0 13,5	2,5 0,5 0,8 1,7 2,5	2,5 2,0 3,2 2,9 2,6	- - - - -
Темно-сірий лісовий	А1 А2 В1 ВР	1-10 20-30 60-70 115-125	37,5 26,0 25,1 33,5	6,2 6,1 4,1 2,1	2,1 1,6 2,9 0,8	- - - -
Чорнозем типовий	Апах А1 В1	0-10 20-30 60-70	39,1 34,6 27,2	6,0 3,4 2,7	- - -	- - -
Темно-каштановий	Апах А1 В1	0-10 30-40 50-60	27,6 26,6 23,5	5,5 5,6 4,9	- - -	1,0 1,0 1,1

Найкращі умови для живлення рослин створюються, якщо в складі ГПК переважають Са²⁺ і катіони, необхідних для живлення рослин. Несприятливі умови виникають при наявності в ГПК значних кількостей обмінних Н⁺ і Аl³⁺ (кислі або ненасичені основами ґрунти), а також Nа⁺, часто в поєднанні з підвищеним вмістом Мg²⁺ і присутністю в ґрунті вільних карбонатів лужних і лужноземельних металів (солонці, лужні ґрунти). Іон Н⁺ і Аl³⁺ , частково переходячи в ґрунтовий розчин, можуть створювати значну кислотність. Іони алюмінію підкислюють ґрунтовий розчин унаслідок гідролізу солей алюмінію

AlCl₃ + 3H₂O > Al(OH)₃ + 3HCl

Підкислювання може бути настільки значним, що рН ґрунтового розчину знижується до 3,5 (це характерно для деяких торф'яно-болотних і болотно-підзолистих ґрунтів), що пригнічує рослини. Крім того, у великих концентраціях (3-7 мг на 100 г ґрунту) іон Аl³⁺ токсичний для багатьох рослин.

Іон Nа⁺ у поглиненому стані впливають різко негативно на фізичні і водно-фізичні властивості ґрунтів унаслідок пептизації ґрунтових колоїдів. У рівновазі з обмінно-поглиненим Nа⁺ знаходиться Nа⁺ ґрунтового розчину, що підлужує його іноді до рН більш 9. Підвищена лужність несприятливо впливає на стан рослин.

Кислотність ґрунтів це здатність ґрунту підкислювати ґрунтовий розчин або розчини солей унаслідок наявності в складі ґрунту кислот, а також обмінних іонів водню і катіонів, що утворюють при їхньому витисненні гідролітично кислі солі (переважно Аl³⁺). Розрізняють актуальну кислотність, обумовлену значенням рН ґрунтового розчину або водяної витяжки, і потенційну кислотність, носієм якої є іони Н⁺ і Аl³⁺, що знаходяться у твердій фазі ґрунту в обмінно-поглиненому стані, але підкислюючі ґрунтовий розчин у результаті обмінних реакцій при збільшенні в ньому концентрації електролітів.

За засобом визначення потенційної кислотності розрізняють обмінну і гідролітичну кислотності.

Обмінну кислотність визначають кількістю іонів Н⁺ і Аl³⁺, що титруються у витяжці, що готується за допомогою розчину нейтральної солі 1н КСl. Обмінна кислотність характеризується також розміром рН сольової витяжки (1н КСl). Для кислих ґрунтів інтервал значень рН сольової витяжки лежить у дуже широких границях від 3 (іноді менше) до 6.

Гідролітичну кислотність (Н_г) визначають титруванням кислоти, але в сольовій витяжці, приготовленої на підставі ацетату натрію. Гідролітична кислотність вище обмінної в зв'язку з тим, що рівновага іонного обміну в даному випадку зрушена убік більш повного переходу обмінно-поглинених іонів Н⁺ у рідку фазу внаслідок застосування гідролітично лужної солі (більший ступінь гідролізу солей алюмінію в лужному середовищі з утворенням осадженого Аl(ОН)₃ і іона Н⁺ ) і створення слабкої оцтової кислоти.

Обмінна кислотність

ГПК + 4KCl - ГПК + AlCl₃ + HCl

Гідролітична кислотність

ГПК + 4СН₃СООNa + 3H₂O > ГПК + Al(OH)₃ v + 4CH₃COOH

Таким чином, обмінна кислотність це частина гідролітичної кислотності ґрунтів.

Між рН сольової витяжки (потенційна кислотність) і гідролітичною кислотністю для ґрунтів одного типу й однакового механічного складу існує кореляційна залежність.

Розрізняють актуальну і потенційну лужність.

Актуальна лужність визначається вмістом у ґрунтовому розчині або водяній витяжці гідролітично лужних солей, переважно карбонатів і гідрокарбонатів лужних і лужно-земельних металів ( Nа₂СО₃, NаНСО₃, Са(НСО₃)₂). Актуальна лужність може визначаться значенням рН водяної витяжки, а також титруванням водяної витяжки кислотою й оцінюватися в м-екв на 100 г ґрунту.

Потенційна лужність ґрунтів визначається вмістом обмінного Nа⁺, оскільки натрій може переходити в ґрунтовий розчин, підлужуючи його.

Лужність ґрунтів прийнято оцінювати тільки за значенням актуальної лужності.

З процесами іонного обміну пов'язана така важлива властивість ґрунтів, як їхня буферність. Якщо в ґрунтовий розчин увести будь-яку сіль (хімічний меліорант, добриво), то завдяки процесам іонного обміну зміна концентрації ґрунтового розчину за іонами, що уведені, не буде відповідати введеній кількості речовини, що уведена. Таким чином, шляхом ГПК виконує важливу функцію регулятора концентрації ґрунтового розчину. Здатність ґрунту протистояти зміні концентрації ґрунтового розчину називається буферною здатністю ґрунту. Можна говорити і про більш широке поняття буферності ґрунту як її поліфункціональної властивості стійкості до зміни не тільки концентрації ґрунтового розчину, але і її окисно-відновного стана й ін. Часто під буферністю ґрунту розуміють лише здатність ґрунту протистояти зміні її реакції при впливі лужних і кислих речовин.

У ґрунті є буферні системи, що працюють за різноманітними механізмами, часто без участі твердої фази ґрунту. Наприклад, кислотно-основна буферність ґрунту може в значній мірі визначатися наявністю в ґрунтовому розчині слабких кислот, основ і їхніх солей.

Ґрунти як поліфункціональний сорбент із розвитою поверхнею мають здатність поглинати різноманітні речовини з газової фази. Всі ґрунти в певній мірі поглинають пари води. На цьому засноване визначення важливого водно-фізичного показника максимальної гігроскопічності. Ґрунт здатний поглинати двоокис вуглецю, різноманітні токсичні гази, здатжні до випару пестициди, наприклад, гексахлоран, пари ртуті і її сполуки й ін. Ці процеси грають важливу роль у поведінці багатьох токсикантів у ґрунті. Проте явища сорбції ґрунтом із газової фази вивчені в меншому ступені, ніж сорбція з розчинів.

Поглинальна здатність і її роль у генезисі і родючості ґрунтів

Зв'язок сорбційних процесів із генезисом ґрунтів різноманітна. Ґрунтовий поглинаючий комплекс, його склад, властивості і характерні риси частково наслідуються від породі в залежності від її мінералогічного і механічного складу, але в основному формуються в процесі ґрунтоутворення. Сорбційне закріплення гумусу відіграє роль не тільки у формуванні специфічних поверхонь ґрунтових часток, але й у стабілізації самого гумусу, а також в створенні диференційованого гумусового профілю різноманітних ґрунтів.

Процеси поглинання грають важливу роль у диференціації всіх речовин у ґрунтовому профілі. У профільній диференціації речовини значна роль належить сорбційно-хроматографічним процесам поділу гумусу, іонів, органо-мінеральних речовин. Різноманітні механізми сорбції мають значення у процесах в утворення ілювіальних горизонтів ґрунтів із промивним режимом.

Процеси сорбції приймають участь у формуванні властивостей ґрунтових колоїдів, а також фізичних і фізико-механічних властивостей ґрунту. У результаті сорбції органічних речовин змінюється гідрофільність ґрунтових колоїдів.

Процеси поглинання можуть грати важливу роль у формуванні мікроморфологічних ознак ґрунтів.

Сорбційні процеси впливають на закріплення елементів мінерального живлення в корнеобітаємому прошарках ґрунту, які населені коренями рослин..

Таким чином, сорбційні процеси, впливаючи на акумуляцію біофільних елементів і гумусу в ґрунті, на формування її хімічних, фізико-хімічних, фізичних і фізико-механічних властивостей, грають винятково важливу роль у родючості ґрунтів.

Важливе значення для родючості ґрунтів має склад обмінних основ, що визначає кислотність і лужність ґрунту. У залежності від рН ґрунтового розчину, водяної або сольової витяжки розрізняють такі рівні прояву кислотності або лужності ґрунтів (табл.2).

Таблиця 6.1 Рівні кислотності і лужності ґрунтів

рН	Рівень кислотності або лужності ґрунтів	Ґрунти
менше 4,5	сильнокисла	болотні, болотно-підзолисті, підзолисті, тропічні
4,6-5,0	кисла	підзолисті, дерено-підзолисті, тропічні
5,1-5,5	слабкокисла	підзолисті, дерено-підзолисті, тропічні
5,6-6,0	близька до нейтрального	окультурені, дерено-підзолисті, сірі лісові
6,1-7,1	нейтральна	сірі лісові, чорнозем
7,2-7,5	слабколужна	чорноземи південні, каштанові
7,6-8,5	лужна	солонці, солончаки
більш 8,5	сильнолужна	содові солонці, солончаки

Контрольні питання

Що розуміють під сорбцією і які основні види сорбційних процесів у ґрунтах ви знаєте?

Походження, склад і основні властивості ґрунтових колоїдів.

Що таке ацідоїди, базоїди, амфолітоїди?

Які основні закономірності сорбційних процесів у ґрунтах ви знаєте?

Що таке ЄКО, сума обмінних основ і ступінь насиченості ґрунтів основами?

Походження і види ґрунтової кислотності і лужності.

Визначте роль сорбційних процесів у генезисі і родючості ґрунтів.

Література

Гедройц К.К. Избранные сочинения. Т.1-3. - М.: Сельхозгиз, 1955.

Дюшофур Ф. Основы почвоведения. - М.: Прогресс, 1970.

Почвоведение. Под ред. И.С. Кауричева. - М.: Агропромиздат, 1989.

4. Роде А.А., Смирнов В.Н. Почвоведение. - М.: Высшая школа, 1972.

Тема 7. Фізичні властивості ґрунтів

До фізичних властивостей ґрунту належать структура, водяні, повітряні, теплові, загальні фізичні і фізико механічні властивості. Їх величини, динаміка визначаються складом, співвідношенням, взаємодією і динамікою твердої, рідкої, газоподібної і живої фаз ґрунту.

Фізичні властивості впливають на розвиток ґрунтотворного процесу, родючість ґрунту і розвиток рослин.

Загальні фізичні властивості.

Щільність твердої фази ґрунту відношення маси її твердої фази до маси води у тому ж об'єму при 4 °С. Її величина визначається співвідношенням у ґрунті компонентів органічних і мінеральних частин ґрунту. Для органічних речовин (сухий опад рослин, торф, гумус) щільність твердої фази коливається від 0,2 0,5 до 1,0 1,4, а для мінеральних сполук від 2,1 2,5 до 4,0 5,18 г/см³. Для мінеральних горизонтів більшості ґрунтів щільність твердої фази коливається від 2,4 до 2,65 г/смі, для торф'яних горизонтів від 1,4 до 1,8 г/смі.

Щільність ґрунту маса одиниця об'єму абсолютно сухого ґрунту, узятої у природній будові. Так само як і щільність твердої фази її виражають у г/смі. Щільність ґрунту залежить від мінералогічного і механічного складу, структури ґрунту і вмісту органічної речовини. Великий вплив на щільність справляє обробка ґрунту і вплив сільськогосподарської техніки. Щільність ґрунту впливає на поглинання вологи, газообмін у ґрунті, розвиток кореневих систем рослин, інтенсивність мікробіологічних процесів.

Пористість (шпаруватість ) ґрунту сумарний обсяг усіх пір між частками твердої фази ґрунту. Виражають у відсотках від загального обсягу ґрунту й обчисляють за показниками щільності ґрунту (dv) і щільності твердої фази(d):

Р_заг = (1 - dv / d) · 100.

Пористість залежить від механічного складу, структурності, діяльності горизонтів, вмісту органічної речовини.

Пори в ґрунті утворюються між окремими механічним елементами, агрегатами, усередині агрегатів. Розрізняють загальну пористість, капілярну і некапілярну. Пори можуть бути заповнені водою і повітрям. Тому також розрізняють пори, зайняті рихлозв'язаною водою, заповнені міцнозв'язаною водою і зайняті повітрям (пори аерації).

Некапілярні пори забезпечують водопроникність, повітрообмін; капілярна пористість створює водоутримуючу здатність ґрунту, тобто від її значення залежить запас доступної для рослин вологи.

Для створення стійкого запасу вологи в ґрунті при одночасному доброму повітрообміні (аерації) необхідно, щоб некапілярна пористість складала 55-65% загальної пористості. Якщо вона менше 50%, то це призводить до погіршення повітрообміну і може викликати розвиток анаеробних процесів у ґрунті.

Загальна пористість має найвищі показники у верхніх горизонтах (у середньому біля 50-55%) і помітно знижується в нижчих. Вона вище в суглинних і глинистих ґрунтах.

Фізико механічні властивості

Пластичність здатність ґрунту змінювати свою форму під впливом якої-небудь зовнішньої сили без порушення суцільності і зберігати додану форму після усунення цієї сили. Пластичність обумовлена мулистою фракцією і залежить від вологості ґрунту. Сухий ґрунт пластичності не має, надлишково зволожена також втрачає пластичність. У залежності від вологості ґрунту розрізняють (за Аттербергом) такі константи пластичності:

верхня границя пластичності, або границя текучості, вагова вологість, при якій стандартний конус під дією власної маси (76 г) занурюється в ґрунт на глибину 10см;

нижня границя пластичності, або границя розкочування, вагова вологість, при якій зразок ґрунту можна розкотити у шнур діаметром 3 мм без утворення у ньому розривів;

число пластичності різниця між показниками верхньої і нижньої границь пластичності.

Найвище число пластичності (більш 17) мають глинисті ґрунти; суглинкові 7-17; супіскові менше 7; піски не мають пластичність число пластичності близько до 0.

Якісний склад мулистої фракції істотно впливає на пластичність при низькому співвідношенні SiО : R₂O₃ у мулі пластичність виявляється у більшому ступені. При збільшенні вмісту обмінного натрію пластичність зростає, а при насиченні ґрунту катіонами кальцію і магнію і збільшенні вмісту гумусу знижується.

Липкість (прилипання) властивість вологого ґрунту прилипати до інших тіл. Липкість негативно впливає на технологічні властивості ґрунту. Липкість визначається силою, яка потрібна для відриву металевої пластинки від ґрунту, і виражається в г/смІ. Виявляється при деякій найменшій вологості, збільшуючись одночасно з нею, а потім починає зменшуватися. Прилипання залежить від механічного складу: воно найбільше у глинистих і найменше - у піщаних ґрунтів, має аналогічну з описаною для пластичності залежність від складу обмінних катіонів і гумусності ґрунту. За липкістю ґрунти підрозділяють: на гранично в'язкі (> 15 г/смІ), сильнов'язкі (5-15), середньов'язкі (2-5) і слабов'язкі (< 2 г/смІ).

Набрякання збільшення обсягу ґрунту при зволоженні. Воно обумовлене сорбцією вологи ґрунтовими частками і гідратацією обмінних катіонів і залежить від вмісту і складу ґрунтових колоїдів і обмінних катіонів. Найбільше набрякають мінерали з гратками, що розширюються монтморилоніт і вермикуліт, найменше мінерали групи каолініту. Підвищенню набрякання сприяє насичення ґрунту іоном натрію. Значним набряканням характеризуються органічні колоїди. Тому найбільше набрякання мають глинисті ґрунти з монтморилонітовим складом глинистих мінералів. Високим набряканням відрізняються солонцеві ґрунти. Набрякання негативна властивість ґрунтів, тому що при значному набряканні може відбуватися руйнування ґрунтових агрегатів. Виражається в об'ємних відсотках від вихідного об'єму ґрунту.

Усадка скорочення об'єму ґрунту при висиханні. Це явище протилежне набряканню, і залежить від тих же чинників. Чим сильніше набрякання ґрунту, тим сильніша її усадка. Виражають у відсотках від об'єму вихідного ґрунту. Сильна усадка призводить до утворення тріщин, розриву коренів рослин, підвищенню втрат вологи за рахунок випару.

Зв'язність ґрунту здатність чинити опір зовнішньому зусиллю, що намагається роз'єднати частинки ґрунту. Виражається в кг/смІ. Визивається силами зчеплення між частинками ґрунту; залежить від механічного і мінералогічного складу; її структурного стану, вологості, гумусованості, особливостей її сільськогосподарського використання.

Найбільшу зв'язність мають глинисті ґрунти, багаті мінеральним мулом, найменшої піщані. Максимальна зв'язність спостерігається при вологості ґрунтів, близької до вологості зав'ядання. Зв'язність зростає при насиченні ґрунтів іонами натрію, тому що при цьому ґрунт диспергується. Зв'язність знижується при поліпшенні структури. Зв'язні ґрунти краще протистоять ерозії.

Контрольні питання.

Дайте поняття щільності, щільності твердої фази, пористості ґрунту.

Назвіть фізико механічні властивості ґрунту, дайте визначення, зазначте залежність від складу ґрунту, його фізико хімічних властивостей і інших чинників.

Література.

Дюшофур Ф. Основы почвоведения. М.: Прогресс, 1970.

Почвоведение. Под ред. И.С. Кауричева.М.: Агропромиздат, 1988.

Почвоведение. Под ред. А.С. Фатьянова и С.Н. Тайчинова.М: Колос, 1972.

Роде А.А., Смирнов В.Н. Почвоведение.М.: Высшая школа, 1972.

Тема 8. Ґрунтова вода, водяні властивості і водяний режим ґрунтів

Ґрунт як багатофазна, полідисперсна система спроможна поглинати й утримувати воду. У ній завжди знаходиться визначена кількість вологи. Утримання вологи у відсотках до маси сухого ґрунту (висушеної при 105°С) характеризує вологість ґрунту (її можна виражати у відсотках від обсягу ґрунту, у мм, у мі/га).

Вода надходить у ґрунт у виді атмосферних осадків, ґрунтових вод, при конденсації водяних парів з атмосфери, при зрошенні.

Ґрунтова вода життєва основа рослин, ґрунтової фауни і мікрофлори.

Від складу води в ґрунті залежать інтенсивність біологічних, хімічних і фізико-хімічних процесів, які протікають у воді. Пересування речовин у ґрунті, водно-повітряний, живильний і тепловий режим, її фізико-механічні властивості, тобто найважливіші показники ґрунтової родючості.

Агрегатний стан води

Вода в ґрунті може знаходиться у всіх трьох станах: твердому (лід), рідкому і пароподібному.

Пароподібна вода. Утримується в ґрунтовому повітрі, у порах, вільних від води. Пари води надходять у ґрунт з атмосфери і постійно утворяться в ґрунті при випарі рідкої води і льоду. Вони переміщаються по профілі ґрунту й в атмосферу з током ґрунтового повітря і диффузіонно відповідно до градієнту тиску пару.

Ґрунтове повітря звичайно насичене парами води. Відносна вологість ґрунтового повітря близьке до 100%. На переміщення парів води в ґрунті великий вплив робить температура ґрунту. З підвищенням температури збільшується тиск водяного пари і він пересувається від теплих прошарків ґрунту до більш холодного. У зв'язку з цим у ґрунті спостерігаються висхідні і спадні сезонні і добові потоки водяного пари. Конденсуючись, пар переходить у рідку воду.

Тверда вода. Лід потенційне джерело рідкої і пароподібної води. Ці воду безпосередньо не використовують рослини, хоча вона і може служити резервуар доступної вологи. Лід переходить у рідкий і пароподібний стан при температурі вище 0°С.

Категорії ґрунтової вологи

Рідка і пароподібна вода в ґрунті піддається впливу різноманітних природних сил: сорбційних, капілярних, осмотичних і гравітаційних. Під їхнім впливом змінюються властивості ґрунтової води, її рухливість і доступність рослинам.

На поверхні поділу твердої фази ґрунту з рідкої виявляються сорбційні і капілярні сили, природа яких обумовлена поверхневою енергією твердих часток і води.

Ґрунтові частки, володіючи поверхневою енергією, спроможні притягати дипольні молекули води. Поглинання твердими частками ґрунту молекул пароподібної і рідкої води називається процесом сорбції води.

Капілярні сили виникають на межі поділу тверда фаза ґрунту вода і повітря в капілярних порах і обумовлені поверхневим натягом води і явищем змочування. Поверхневий натяг води міра некомпенсованості молекулярних сил у поверхневому прошарку. Вода, змочуючи тверді частки, викликає утворення увігнутих менісків у капілярах, що призводить до створення негативного капілярного тиску за рахунок сил поверхневого натягу, що діють по дотичної до поверхні поділу тверда фаза ґрунту і вода. При негативному капілярному тиску вода піднімається й утримується в капілярних порах і може зробити стягуючу дію на стінки капілярів і викликати об'ємні деформації в ґрунті. Прямування води в капілярах обумовлюється різницею капілярних тисків, що виникають у результаті різноманітної кривизни менісків.

Сорбційні капілярні сили , що утримують воду, у ґрунті протистоять гравітаційним, під впливом яких створюється спадне пересування вологи.

Осмотичні сили. Осмотичні сили в ґрунті обумовлюються взаємодією іонів розчинених речовин (включаючи й обмінні катіони) із молекулами води. Конкретним вираженням осмотичних сил є осмотичний тиск ґрунтового розчину.

Потенціал ґрунтової вологи. При різноманітному вмісті води в ґрунті сили, що утримують воду, неоднакові. Тому, щоб оцінити рухливість і доступність рослинам вологи, необхідно мати уявлення про її енергетичний стан, або потенціалі ґрунтової вологи.

Потенціал ґрунтової вологи характеризує енергію утримання води. У ґрунті, насиченим водою, потенціал ґрунтової вологи практично дорівнює нулю. З зменшенням вологості потенціал падає, а негативне його значення зростає. Вода завжди рухається з зони з високим потенціалом у зону з більш низьким. Тому в міру випару ґрунту одночасно росте спроможність ґрунту поглинати, усмоктувати воду. Така спроможність одержала назву сисної сили або усмоктувального тиску, еквівалентного потенціалу ґрунтової вологи. Тиск ґрунтової вологи виражають у паскалях (Па).

Категорії ґрунтової вологи. Виділяють такі основні категорії і форми ґрунтової води, що різняться між собою тривкістю зв'язку з твердою фазою ґрунту і ступенем рухливості.

Зв'язана вода утвориться шляхом сорбції пароподібної і рідкої води на поверхні твердих часток ґрунту. Розрізняють прочнозв'язану і рихлозв'язану воду.

Прочнозв'язана (гігроскопічна) вода утвориться в результаті адсорбції парів води на поверхні твердих часток ґрунту, безпосередньо примикає до них у виді плівки з 2-3 орієнтованих прошарків молекул води. Гігроскопічна вода утримується дуже міцно, цілком недоступна рослинам, відрізняється по властивостях від вільної води. Має підвищену щільність, низкою електропровідністю, не розчиняє речовини, розчинні у вільній воді, замерзає при низькій температурі (від -4°С до -7°С).

Сорбційні сили поверхні ґрунтових часток не насичуються цілком за рахунок пароподібної води. При зіткненні твердих часток ґрунту з рідкою водою утвориться додаткова плівка зі слабоориентированних молекул води. Товщина цієї плівки може досягати декількох десятків молекул води. Додатково сорбірованная вода називається рихлозв'язаною, утримується менше міцно, може пересуватися від ґрунтової частки з більшою плівкою до тих часткам, де плівка тоньше. Для рослин ця вода доступна лише частково, від властивостей вільної води відрізняється менше різко, чим прочнозв'язана.

Вільна вода не пов'язана силами тяжіння з ґрунтовими частками, доступна рослинам. Розрізняють дві форми вільної води в ґрунті капілярну і гравітаційну.

Капілярна вода заповнює капілярні пори, пересувається в них під впливом капілярних сил. У залежності від характеру зволоження розрізняють капілярно-підвіщену і капілярно-підперту воду. При зволоженні ґрунти поверх (атмосферні осадки, зрошувальні води) формується капілярно-підвішена вода, серед якого виділяється декілька видів вологи: плівково-підвішена частина капілярної води, роз'єднана «пробками» плівкової води. Характерна для ґрунтів суглинного і глинистого механічного складу; внутриагрегатная підвішена вода, що заповнює капіляри комочків структурного ґрунту; стикова підвішена волога подана окремими роз'єднаними водяними скупченнями на стику між твердими частками ґрунту. Характерна для піщаних ґрунтів.

При зволоженні ґрунти знизу (від ґрунтових вод) у ґрунті утвориться капілярно-підперта вода. Зона капілярного насичення над ґрунтовою водою називається капілярною каймою.

Гравітаційна вода розміщається в значних некапілярних порах, легко пересувається по профілі ґрунту під дією гравітаційних сил. Розрізняють гравітаційну воду, що просочується і вологу водоносних обріїв. Волога водоносних обріїв утворить ґрунтово-ґрунтові води над водоупорним прошарком.

Водяні властивості ґрунтів

Основними водяними властивостями ґрунтів є водоутримуюча здатність, водопроникність і водопідйомна здатність.

Властивість ґрунту утримувати воду, обумовлена дією сорбційних і капілярних сил, називається водоутримуючою здатністю. Найбільша кількість води, що спроможна утримувати ґрунт тими або іншими силами, називається вологоємністю.

У повітряно-сухому стані в ґрунті утримується деяка кількість гігроскопічної (прочнозв'язаной) води, адсорбованої з водяних парів ґрунтового або атмосферного повітря.

Спроможність ґрунту сорбувати пароподібну воду називається гігроскопічністю. Утримання гігроскопічної води (Г) у ґрунті залежить від відносної вологості повітря і властивостей самого ґрунту. Ніж важче її механічний склад, чим більше в ній утримується органічних і мінеральних колоїдів, тим вище гігроскопічна вологість.

Для одної і тієї ж ґрунту утримання гігроскопічної води змінюється в залежності від насиченості повітря парами води. При відносній вологості менше 20% утвориться мономолекулярний прошарок адсорбованої води. Подальше насичення повітря парами води збільшує кількість сорбирує води.

Коли відносна вологість повітря наближається до 100%, ґрунтів насичується водою до максимальної гігроскопічності (МГ). Адсорбція парів води при високій відносній вологості повітря супроводжується капілярною конденсацією, утворенням краплинно-рідкої води, на стиках ґрунтових часток, у їхніх поглибленнях (рис. 9.1).

Рис. 9.1. Сорбція води ґрунтом (по Н.А.Качинскому):

1 ґрунтова частка; 2 прошарок прочносвязанной, строго орієнтованої води; 3 прошарок рихлозв'язаної, слабко орієнтованої води; 4 вода капілярної конденсації.

Найбільша кількість прочнозв'язаної, строго орієнтованої води, утримуваної адсорбційними силами, характеризує максимальну адсорбційну вологоємність (МАВ). Вона складає біля 60-70% МГ.

Максимальна гігроскопічна вологість досить стабільний розмір. Її використовують для обчислення вологості зав'ядання, крім того, вона подає інформацію про ступінь дисперсності ґрунту. Значення МГ у піщаних ґрунтах коливаються в межах 0,1-1%, у глинистих, гумусированих ґрунтах досягають 10-15%, а в органогенних ґрунтах 20-40%. Найбільше можливе утримання рихлозв'язанної води, утримуваної сорбційними силами або силами молекулярного тяжіння, характеризує максимальна молекулярна вологоємність (ММВ).

Рихлозв'язана вода, поступово збільшуя товщину плівок із притокою вологи, переходить у вільну, що згодом цілком заповнює капілярні і некапілярні пори. Коли всі пори в ґрунті заповнюються водою, наступає стан зволоження, називаний повною вологоємністю або водомісткістю.

Повна вологоємність (ПВ) найбільша кількість води, що може вмістити ґрунт при повному заповненні всіх пір водою. Якщо гравітаційна вода не підпирається ґрунтовими водами, то вона стікає в більш глибокі обрії. Найбільша кількість води, що залишається в ґрунті після багатого зволоження і стікання всієї гравітаційної води при відсутності шаруватості ґрунту і дії ґрунтових вод, що підпирає, називається найменшою або граничною-польовою вологоємністю (НВ або ППВ).

В міру випару і споживання води рослинами губиться сплошность заповнення водою капілярів, зменшується рухливість води і доступність її рослинам. Вологість, що відповідає розірванню суцільності капілярів, називається вологістю розірвання капілярів (ВРК). Для суглинних і глинистих ґрунтів ВРК складає 65-70% НВ.

Найменша вологоємність залежить від механічного і мінералогічного складу, утримання гумусу, структурного стана, шпаристості і щільності ґрунту. Для піщаних і супіщаних ґрунтів вона складає від 5 до 20%, для суглинних і глинистих від 20 до 45%.

Максимальна кількість капілярно-підпертої вологи, що може утримуватися в ґрунті над рівнем ґрунтових вод, називається капілярною вологоємністю (КВ). Ніж ближче до дзеркала ґрунтових вод, тим вище капілярна вологоємність для даного ґрунту.

Водопроникність спроможність ґрунту убирати і пропускати воду. Першу стадію водопроникності характеризує усмоктування, коли вільні пори послідовно заповнюються водою. Пересування води в ґрунті під впливом сили ваги і градієнту напору при повному насиченні ґрунти водою називають фільтрацією. Водопроникність вимірюється обсягом води, що протікає через одиницю площі поверхні ґрунту в одиницю часу, виражається в мм водяного стовпа в одиницю часу.

Водопроникність залежить від загального обсягу пір у ґрунті, їхнього розміру. У легких по механічному складі ґрунтах водопроникність завжди висока. Суглинні і глинисті ґрунти, що володіють водопрочною грудкувато-зернистою структурою, також відрізняються високою водопроникністю. У ґрунтах важкого механічного складу з глибисто-пиловатою структурою водопроникність низька.

Градація ґрунтів по водопроникності виглядає в такий спосіб. Якщо ґрунт пропускає за 1ч більш 1000мм води при напорі 5см і температурі 10°С, водопроникність рахується провальной, від 1000 до 500мм зайво високої, від 500 до 100мм найкращої, від 100 до 70 гарної, від 70 до 30 задовільної, менше 30 мм незадовільної.

При низкою водопроникності може відбуватися затаювання води на поверхні, стекание її по ухилі і розвиток ерозії.

При дуже високій водопроникності не створюється гарний запас води в корнеобитает прошарку ґрунти.

Водопідйомна здатність. Властивість ґрунту викликати висхідне пересування вологи, що утримується в ній, за рахунок капілярних сил називається водопідйомною здатністю. Капілярні сили починають виявлятися в порах діаметром 8мм, але особливо яскраво виражені в порах діаметром 0,1-0,003 мм. Більш тонкі пори заповнені пов'язаною водою. Тому водопідйомна спроможність росте від піщаних ґрунтів до суглинного і знижується в глинистих. Максимальна висота підйому води над рівнем ґрунтових вод для піщаних ґрунтів 0,5-0,7м, для суглинних 3-6 м.

Доступність ґрунтової вологи рослинам

Для рослин доступна та частина ґрунтової вологи, що може бути засвоєна в процесі їхньої життєдіяльності. Доступну воду називають продуктивної, тому що вона використовується на формування рослин.

Корнєва система рослин, поглинаючи воду з ґрунту, розвиває сисну силу, що перевищує усмоктувальний тиск ґрунту. Тому волога, що утримується силами більшими, ніж сисна сила кореневих волосков, недоступна рослинам. Якщо доступна волога використана, рослини зав'ядають.

Вологість ґрунту, при якому виявляється стійке зав'ядання рослин, називається вологістю зав'ядання (ВЗ). Вологість зав'ядання залежить від виду рослин і властивостей ґрунту. Ніж тяжелее механічний склад ґрунту, чим більше в ній органічної речовини, тим вище ВЗ.

Водяний режим ґрунтів

Водяним режимом називають усю сукупність явищ надходження вологи в ґрунт, її пересування, утримання в ґрунтових обріях і витрати з ґрунту. Кількісно його виражають через водяний баланс. Водяний баланс характеризує прихід вологи в ґрунт і витрату її з її.

Загальне рівняння балансу виражають формулою:

В + В_ос + В_г + В_к + В_пр + В_б = Е_исп + Е_т + В_и + В_с + В₁ (1)

де В запас вологи в ґрунті на початку спостереження; В_ос сума осадко за весь період спостереження; В_г кількість вологи, що надходить із ґрунтових вод; В_к кількість вологи, що конденсується з парів води; В_пр кількість вологи, що надходить у результаті поверхневої притоки води; В_б кількість вологи, що надходить від бічної притоки ґрунтових і ґрунтових вод; Е_исп кількість вологи, що випарувалася з поверхні ґрунту за весь період спостереження; Е_т кількість вологи, що витрачається на транспірацію; В_и волога, що інфільтрується в ґрунтово-ґрунтову товщу; В_с кількість води, що губиться в результаті поверхневого стоку; волога, що губиться при бічному внутрипочвенном стоку; В₁ запас вологи в ґрунті наприкінці періоду спостереження.

Спрощене рівняння водяного балансу має вид:

В_ос + В_г + В_пр = Е_исп + Е_т + В_и + В_п (2)

Водяний баланс укладається неоднаково для різноманітних ґрунтово-кліматичних зон і окремих ділянок місцевості. У залежності від співвідношення основних статей річного водяного балансу може бути декілька типів водяного режиму ґрунтів.

Практично характер водяного режиму визначають по співвідношенню між кількістю осадків по середнім багаторічним даним і випаровуваністю за рік. Випаровуваність це найбільша кількість вологи, що може випаруватися з відкритої водяної поверхні або з поверхні постійно перезволоженого ґрунту в даних кліматичних умовах за визначений проміжок часу, виражається в мм. Відношення річної суми осадків до річної випаровуваності називають коефіцієнтом зволоження (КУ). У різних природних зонах КУ коливається від 3 до 0,1.

В даний час виділяють 6 типів режиму.

1. Мерзлотний тип. Має місце в районах поширення багаторічної мерзлоти. Мерзлий прошарок, приходячи водоупором, обуславливает наявність надмерзлотної верховодки.

2. Промивної тип (КУ> 1). У річному циклі водообігу спадні токи переважають над висхідними. Ґрунтова товща навесні і восени піддається наскрізному промочуванню до ґрунтових вод, що призводить до інтенсивному выщелачиванию продуктів ґрунтоутворення. У таких умовах формуються ґрунти підзолистого типу.

3. Періодично промивної (КУ=1, при коливаннях 1,2-0,8). Для водяного режиму характерно чергування обмеженого промочування ґрунтово-ґрунтової товщі (непромивні умови) у сухі роки і наскрізне промочування (промивної тип водяного режиму) у вологі. Промивання ґрунтів надлишком осадків створюється 1-2 разу в декілька років. Такий водяний режим присущ сірим лісовим ґрунтам, чорноземам опідзоленим і вилуженим. Водообезпеченість ґрунтів хитлива.

4. Непромивний тип (КУ<1) властивий місцевостям, де волога осадків розподіляється тільки у верхніх обріях і не досягає ґрунтових вод. зв'язок між атмосферною і ґрунтовою водою в ґрунті здійснюється через прошарок із дуже низькою вологістю, близької до ВЗ. Обмін вологою відбувається шляхом пересування води у формі пару. Такий водяний режим характерний для степових ґрунтів чорноземів і каштанових, напівпустельних і пустельних ґрунтів. У зазначеному ряду ґрунтів КУ знижується від 0,6 до 0,1. Витрата вологи йде переважно на транспірацію, тому у верхніх обріях спадні токи вологи переважають над висхідними.

5. Випотний тип (КУ<1) виявляється в степовій, напівстепній і пустельній зонах при близькому заляганні ґрунтових вод. характерно переваження висхідних потоків вологи в ґрунті за рахунок підтоку її по капілярах від ґрунтових вод. при високій мінералізації ґрунтових вод у ґрунт надходять легкорозчинні солі і ґрунт засолюється.