Ємкість вбирання та її значення

Загальну кількість всіх катіонів, увібраних грунто-
вими колоїдами, називають ємкістю вбирання, або ємкістю катіон-
ного обміну (ЄКО). Це поняття ввів К. К. Гедройц. Цю величину
виражають у міліграм-еквівалентах на 100 г грунту, вона зале-
жить від механічного складу грунту, мінералогічного складу тон-
кодисперсної частини і вмісту гумусних речовин.

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

Серед глинистих мінералів найбільшу ємкість вбирання ма-
ють мінерали групи монтморилоніту, найменшу — мінерали групи
каолініту. Гідрослюди займають проміжне положення (табл. 8).

Таким чином, найбільшу ємкість вбирання мають глинисті грун-

Таблиця 8. Ємкість вбирання мінеральних і органічних колоїдів грунту

Глинисті мінерали і гумусні сполуки

Ємкість вбирання, мг-екв/100 г грунту

 

Глинисті мінерали групи каолініту (за М. І. Горбуно-вим, 1963) Глинисті мінерали групи монтморилоніту (за Шахтна- белем, 1952) Гідрослюди (за М. І. Горбуновим, 1963) Гумінові кислоти і їхні солі (за М. М. Кононовою, 1963): — підзолистих грунтів — чорноземних грунтів

3—20 60—150 20—50   350 400—500

ти, у складі яких багато тонкодисперсних часток монтморилонітів
і гумусних речовин. Прикладом таких грунтів є чорноземи, які
сформувалися на лесах і лесовидних суглинках в умовах помірно-
континентального клімату.

Ємкість вбирання, поряд з іншими факторами, зумовлює рівень
родючості грунту. Чим вища ємкість вбирання, тип вища родю-
чість грунту. Це пояснюється тим, що увібрані катіони доступні
для живлення рослин. У процесі мінерального живлення відбува-
ється обмін протонів водню (Н⁺), які виділяють кореневі волоски
у складі органічних кислот, на катіони дифузного шару колоїдної
міцели (див. рис. 4). Отже, чим більше грунт (ГВК) увібрав катіо-
нів, тим більше в ньому поживних речовин. З табл. 9 видно, що най-
більшу ємкість вбирання мають високородючі типи грунтів — чор-
ноземи, сірі лісові і каштанові.

Важливе значення у формуванні фізичних властивостей і родю-
чості грунтів має склад увібраних катіонів (табл. 9).

Наявність в грунтах великої кількості двовалентних катіонів
Са²⁺ і Mg²⁺ зумовлює коагуляцію грунтових колоїдів, яка лежить
в основі формування структурних агрегатів. Структурні грунти, як
відомо, мають оптимальні повітряний, водний і поживний режими.
Колоїди, насичені одновалентними катіонами Na⁺, К⁺, протона-
ми водню (Н⁺), у грунті перебувають у стані золю. Ці елементи

Таблиця 9. Склад увібраних катіонів та ємкість вбирання основних типів
грунтів

Тип грунту

Характерні увібрані катіони

Ємкість вбирання, мг-екв на 100 г грунту

 

Дерново-підзолисті Сірі лісові Чорноземи Каштанові Сіро-бурі Червоноземи

Са, H>Mg Ca>Mg>H Ca>Mg Ca>Mg>Na Ca>Mg, Na, К H>Mg>Ca

10—30 20—40 40—60 15—30 10—20 10—18

спричинюють процес пептизації. Внаслідок заміни їх на дво- і три-
валентні відбувається коагуляція. При вапнуванні (внесення
СаСО₃) і гіпсуванні (внесення CaS0₄) грунтів Са²⁺ витісняє з
ГВК увібрані Н⁺, K⁺, Na⁺ і зумовлює перехід золю в гель. В ре-
зультаті, крім нейтралізації кислої або лужної реакції, поліпшу-
ється структурний стан грунту, підвищується його родючість. Цей
приклад показує, що склад увібраних катіонів можна регулювати
за допомогою засобів хімізації у напрямі підвищення родючості
грунтів.

Загальну кількість всіх обмінних катіонів, крім Н⁺ і Аl³⁺, на-
зивають сумою обмінних катіонів. Залежно від наявності у складі
ГВК іонів водню і алюмінію грунти поділяють на насичені (Í⁺ і
А1³⁺ не містять) і ненасичені основами. Ступінь насиченості ГВК
основами виражають у % (від 0 до 100). Чим вищий ступінь наси-
ченості грунту основами, тим вища його родючість. Насиченими на
території України є чорноземні і каштанові грунти, ненасичени-
ми — дерново-підзолисті і сірі лісові.

9.4. ЕКОЛОГІЧНЕ ЗНАЧЕННЯ ВБИРНОЇ
ЗДАТНОСТІ ГРУНТУ

Явище вбирання частками грунту на своїй поверх-
ні різних речовин має важливе значення в процесі грунтоутворен-
ня, у формуванні його родючості.

Вбирна здатність грунту забезпечує і регулює поживний режим
грунту, сприяє накопиченню елементів мінерального живлення рос-
лин. Сума обмінних катіонів — один з основних показників харак-
теристики грунту, його природної родючості. При внесенні в грунт
органічних і мінеральних добрив колоїди грунту вбирають (нако-
пичують) у верхньому шарі грунту поживні елементи для рослин.

Вбирна здатність грунту регулює реакцію грунту та її водно-
фізичні властивості. Органічні кислоти, які надходять у грунт
(продукти життєдіяльності мікроорганізмів і рослин), і кислоти,
які синтезуються в грунті, частково нейтралізуються вільними ос-
новами, а частково (у вигляді Í⁺) вбираються ГВК. При цьому ак-
тивна кислотність грунтового розчину зменшується. Коагуляція і
пептизація, які відбуваються в результаті зміни складу увібраних
катіонів, зумовлюють структурний або безструктурний стан грун-
тової маси. Структурні грунти мають високі водопроникність і во-
логоємкість, низьку водопідіймальну здатність. Безструктурні
грунти, навпаки, мають погані водно-фізичні властивості, а саме
низьку водопроникність, малу вологоємкість. У безструктурних
грунтах мало повітря, їх частки легко піднімаються вітром і пере-
носяться на великі відстані. На таких грунтах часто бувають пило-
ві бурі.

ГРУНТОВИЙ РОЗЧИН

Основні процеси грунтоутворення відбуваються ли-
ше при наявності вільної води. Грунтова волога є тим середови-
щем, в якому відбуваються процеси синтезу і розкладання органіч-
них речовин, міграція і акумуляція хімічних елементів, різнома-
нітні хімічні реакції, коагуляція, пептизація тощо. Багато речовин
міститься у воді в розчиненому стані. Тому грунтову вологу нази-
вають грунтовим розчином.

Хімічний склад і значення грунтового розчину в грунтоутворен-
ні вивчав відомий грунтознавець С. О. Захаров. Виходячи з того
що грунтовий розчин відіграє дуже велику роль в грунтоутворенні
і живленні рослин, Г. М. Висоцький дійшов висновку: «Вода в
грунті — все одно, що кров в організмі».

Грунтовий розчин — найактивніша частина грунту. Він постій-
но перебуває в стані динамічної рівноваги з твердою фазою і по-
вітрям грунту.

Більша частина хімічних сполук перебуває в грунтовому роз-
чині у вигляді іонів. Основними катіонами грунтового розчину є
Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺, К⁺, NH⁴⁺, Н⁺. В незначній кількості містяться рід-
кісні та розсіяні елементи, а саме: Cu²⁺, Pb²⁺, Zn²⁺, Ni²⁺, Co²⁺ та ін.
В засолених грунтах багато Na⁺, Mg²⁺, Sr²⁺ і В³⁺.

Основними аніонами грунтового розчину є (НСО₃)^—, (NO₂)^—,
(NO₃)^—, (Р0₄)^3—, (SO₄)^—, Сl^— та ін. У незасолених грунтах пере-
важає бікарбонат-іон, а в засолених — хлор- і сульфат-іони.

Крім мінеральних сполук у грунтовому розчині містяться водо-
розчинні органічні сполуки: органічні кислоти, фульвокислоти, амі-
нокислоти, цукри, спирти та ін.

Концентрація розчинених речовин визначає величину осмотич-
ного тиску грунтового розчину. Осмотичний тиск незасолених грун-
тів не перевищує 2—3 атмосфери. У посушливі періоди, коли кон-
центрація грунтового розчину підвищується, підвищується і осмо-
тичний тиск, при зволоженні грунту — знижується. У засолених
грунтах осмотичний тиск грунтового розчину досягає 10 атм і
більше.

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

КИСЛОТНІСТЬ ГРУНТІВ

Природа кислотності та її види. Від складу і кон-
центрації речовин, розчинених в грунтовому розчині, залежить йо-
го активна реакція. Реакція грунтового розчину зумовлюється на-

явністю 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 зна-
ком. Отже, рН = – lg [H⁺].

Вода в звичайних умовах в незначній кількості дисоціює, тобто
розпадається на іони Н⁺ і ОН^—. Концентрація їх незначна. Добу-
ток концентрацій [H⁺]·[ОН^–] = 10^–14. В ідеально чистій воді
концентрація цих іонів однакова: [Н⁺] = [ОН^–] = 10^–7.

Збільшення концентрації іонів Н⁺ (доливання кислоти) зумов-
лює 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, величи-
на рН = 7, в кислих — менше 7, в лужних — більше 7. рН грунто-
вих розчинів коливається в межах від 3 до 9.

Залежно від стану іонів Н⁺ розрізняють актуальну і потенці-
альну кислотність.

Актуальна кислотність зумовлена наявністю в грунтовому роз-
чині вільних іонів Н⁺. Її величину (рН) визначають у водних ви-
тяжках.

Потенціальна кислотність зумовлена наявністю в ГВК увібра-
них іонів Н⁺ і Аl³⁺, які знаходяться в твердій фазі грунту. Іони
алюмінію підкислюють грунтовий розчин внаслідок гідролізу солей
алюмінію.
АlСl₃ + 3Н₂О ® Аl (ОН)₃ + 3НСl.

За способом визначення потенціальної кислотності виділяють
обмінну і гідролітичну кислотності.

Обмінна кислотність — концентрація іонів водню, витіснених з
дифузного шару колоїдної міцели катіонами нейтральних солей.
Для визначення обмінної кислотності використовують 1,0 н. роз-
чин KCl (рН близько 6,0).

Гідролітична кислотнісіь. Іони водню утримуються колоїдною
часткою дуже міцно і при обміні з катіонами нейтральної солі пов-
ністю не витісняються. Якщо діяти на грунт гідролітично лужною
сіллю (солі з сильною основою і слабким кислотним залишком),
то відбудеться майже повне витіснення увібраних іонів водню. Для
визначення гідролітичної кислотності використовують IM розчин
CH₃COONa (рН близько 8,2). Схему обмінної і гідролітичної кис-
лотності наведено на рис. 18.

Меліорація кислих грунтів. Кисла реакція грунтів несприятлива
для більшості культурних рослин і корисних мікроорганізмів. Вона
негативно впливає на процес формування родючості грунтів. Кислі
грунти мають погані фізичні властивості. Через відсутність основ
органічна речовина в цих грунтах не закріплюється, вони бідні на

Рис. 18. Схема обмінної (а) і гідролітичної (б) кислотності.

поживні елементи, не містять хлоридів, сульфатів, карбонатів, їх
грунтова маса погано оструктурена. Отже, ступінь кислотності грун-
тів є важливим показником під час оцінки генетичної і виробничої
якості грунту.

За величиною рН грунти поділяють на сім агровиробничих
груп (табл. 10).

Кожна агровиробнича група потребує певних меліоративних
заходів. Для нейтралізації надлишкової кислотності проводять вап-
нування грунтів. При внесенні вапна СаСОз, реагуючи з вуглекис-

Таблиця 10. Агровиробничі групи грунтів за величиною рН

	рH	Група грунтів	Тип грунтів
<4,5   4,5—5,5   5,5— 6,5   6,5—7,0 7,0—7,5 7,5—8,5 >8,5	Сильнокислі   Кислі   Слабкокислі   Нейтральні Слабколужні Лужні Сильнолужні	Болотні, болотно-підзолисті, підзолисті, червоно-земи, тропічні Підзолисті, дерново-підзолисті, червоноземи, тро- пічні Підзолисті, дерново-підзолисті, сірі лісові, черво- ноземи, тропічні Сірі лісові, чорноземи Чорноземи південні, каштанові Солонці, солончаки Содові солонці, солончаки

лотою грунту, переходить у розчинну сполуку Са(НСО₃)₂, яка
взаємодіє з ГВК за такою схемою:

При наявності в грунті алюмінію реакція відбувається за такою
схемою:

 

 

Дозу вапна розраховують за гідролітичною кислотністю орного
горизонту. Внесена доза вапна має повністю нейтралізувати уві-
брані Н⁺ і А1³⁺. Якщо 20-сантиметровий шар грунту має щільність
1,3 г/см², його маса на площі 1 га становитиме 2600 т. Встановле-
но, що для нейтралізації 1 г-екв гідролітичної кислотності на
100 г грунту на 1 га слід вносити 1,3 т СаСО₃. Проте в грунт вно-
сять не повну дозу вапна, а певну її частину залежно від біологіч-
них особливостей культурних рослин.

Крім наведеного методу дозу вапна на 1 га грунту можна роз-
рахувати, користуючись формулою

а · 10 · 100 ·3 000 000

x = ——————————,

1 000 000 000

де а — повна гідролітична кислотність, ммоль.

Доведено, що між рН сольової витяжки і гідролітичною кислот-
ністю грунту певного механічного складу існує чітка кореляційна
залежність. Враховуючи це, розроблені спеціальні таблиці, що да-
ють змогу визначити дозу за рН сольової витяжки (табл. 11).

Таблиця 11. Дози вапна залежно від рН і механічного складу грунту, т/га

Механічний скіад грунту	рН сольової витяжки
4,5	4,6	4,8	5,0	5,2	5,4—5,5

 

Піщаний Супіщаний Легкосуглинковий Середньосуглинковий Важкосуглинковий Глинистий

2,5 3,5 4,5 5,5 7,0 8,0

2,1 3,0 4,0 5,0 6,5 7,5

l,6 2,5 3,5 4,5 6,6 7.0

1,3 2,0 3,0 4,0 5,5 6,5

1,0 1,5 2,5 3,5 5,0 6,0

0,7—0,5 1,2—1,0 2,0 3,0 4,5 5,5

ЛУЖНІСТЬ ГРУНТІВ

Лужна реакція грунтових розчинів може бути зу-
мовлена різними сполуками: карбонатами, гідрокарбонатами, хло-
ридами і сульфатами лужних і лужноземельних металів, гуматами
натрію, силікатами та іншими сполуками. Основну роль при цьому
відіграють гідролітично лужні солі слабких кислот, а саме: карбо-
нати натрію і калію, гідрокарбонати натрію і калію, карбонати
кальцію і магнію. Основні аніони, які зумовлють лужну реак-
цію, є:

S^2–; РО₄^3–; Н₃SiO₄^–; Н₂ВО₃^–; Аl (H₂O)₂(ОН)₄^–; НРО₄^–; HS^–; HCO₃^–

Розрізняють актуальну (активну) і потенціальну лужність.
Актуальна лужність зумовлена наявністю в грунтовому розчи-
ні гідролітично лужних солей, під час дисоціації яких утворюєть-
ся значна кількість гідроксильних іонів. Лужність грунту визна-
чають титруванням водної витяжки в присутності різних індика-
торів і виражають в міліграм-еквівалентах на 100 г грунту.

Потенціальна лужність проявляється у грунтах, які містять уві-
браний натрій. При дії на грунт вугільною кислотою увібраний
ГВК натрій заміщується іонами Н⁺. В грунтовому розчині утворю-
ється сода, яка підвищує лужну реакцію:

[ГВК] 2Na⁺ + Н₂СО₃ [ГВК] 2Н⁺ + Na₂CO₃.

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

Меліорація лужних грунтів проводиться внесенням гіпсу (гіп-
сування) та інших солей (кальцієва селітра, сульфат заліза, піритні
недогарки). При цьому відбувається заміщення обмінного натрію
на кальцій.

[ГВК] 2Na⁺ + CaS0₄ = [ГВК] Ca²⁺ + Na₂S0₄ .

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

Na₂CO₃ + CaSO₄ = СаСО₃ + Na₂SO₄ .

Содові солончаки доцільно меліорувати сірчаною кислотою (кислу-
вання).

Na₂CO₃ + H₂SO₄ = Na₂SO₄ + H₂O + CO₂ .

БУФЕРНІСТЬ ГРУНТІВ

Буферністю називають здатність грунту протистоя-
ти зміні активної реакції під дією незначної кількості кислот або
лугів. Отже, існує буферність проти кислотних і буферність проти
лужних реагентів.

Буферність грунтів зумовлена в основному складом увібраних
основ та властивостями грунтового вбирного комплексу. Ця влас-
тивість проявляється в процесі вбирання і витіснення іонів, пере-
ходу сполук в іонні або молекулярні форми, утворення важкороз-
чинних сполук і випадання їх в осад.

При дії на грунт кислотою відбувається обмін між увібраними
катіонами і іонами водню, в грунтовому розчині утворюється ней-
тральна сіль Отже, підкислення грунту не відбувається.

[ГВК] Са²⁺ + 2НСl = [ГВК] 2Н⁺ + CaCl₂ .

При дії на грунт лугом відбувається обмін увібраних іонів вод-
ню на катіон лугу, в результаті чого він нейтралізується. Лужна
буферність властива кислим грунтам.

[ГВК]2Н⁺ + Са(ОН)₂ = [ГВК]Са²⁺ + Н₂О.

Таким чином, ГВК є регулятором концентрації грунтового розчину.

Величина (діапазон) буферності залежить від вмісту в грунті
тонкодисперсних часток. Глинисті грунти мають високу буферність,
піщані — майже не мають її.

Явище буферності має велике значення при хімічній меліорації
грунтів та застосуванні мінеральних добрив.

Розділ 10
ГРУНТОВА ВОЛОГА І ГРУНТОВЕ ПОВІТРЯ

Грунт як багатофазна система містить в собі воду
і повітря. Вода надходить в грунт у вигляді атмосферних опадів,
в процесі конденсації водяних парів з атмосфери, в результаті ка-
пілярного підняття грунтових вод та під час зрошення Вона віді-
грає дуже важливу роль у грунтоутворенні. Від вмісту води в
грунті залежить інтенсивність біологічних, хімічних і фізико-хіміч-
них процесів. Вода забезпечує переміщення речовин в просторі,
впливає на повітряний, поживний і тепловий режими грунту. Се-
зонна динаміка грунтоутворюючих процесів значною мірою відбу-
вається під впливом грунтових вод. Продуктивність грунтів зале-
жить від їх водного режиму. Одночасно грунтовий і рослинний по-
криви відіграють важливу роль в кругообгу води в природі.

Вчення про водні властивості і водний режим грунтів є окрема

галузь грунтознавства — гідрологія грунтів. Над створенням цієі
галузі працювало багато вітчизняних і зарубіжних вчених
(О. О. Ізмаїльський, Г. М. Висоцький, О. Г. Дояренко, О. А. Роде,
Б. Кін, Г. Цункер, В. Гарднер та ін.).

СТАН І ФОРМИ ВОДИ В ГРУНТІ

Вода в грунті перебуває в трьох станах: твердому,
рідкому і газоподібному. За фізичним станом, рухомістю і доступ-
ністю для живих організмів грунтову воду поділяють на форми:
пароподібну, хімічно зв’язану, сорбційно зв’язану і вільну.

Пароподібна вода. В грунтовому повітрі завжди міститься водя-
на пара. Повітря нормально зволоженого грунту насичено водяною
парою до 100%. Пароподібна вода є динамічною формою. Вона
безперервно утворюється в грунті, переміщується з одного горизон-
ту в інший, перетворюється на інші форми: вільну або сорбційну.
Всі ці процеси зумовлені змінами температури грунту та атмосфер-
ного тиску. Разом з переміщенням водяної пари, особливо в проце-
сі випаровування, відбувається переміщення по профілю грунту
розчинених в ньому речовин.

Хімічно зв’язана вода. Багато мінералів грунту містять в своєму
складі молекули води (Na₂S0₄·10H₂O; CaSO₄·2H₂O; MgCl₂·6H₂0
та ін.). Цю форму води називають кристалізаційною. Крім того,
виділяють конституційну воду, яка представлена в мінеральних, ор-
ганічних і органомінеральних сполуках гідроксильною групою ОН.
Ці форми води входять до складу твердої фази грунту, вони є не-
рухомі і недоступні для рослин.

Сорбційно зв’язана (або фізично зв’язана) вода. Молекули (ди-
полі) води вбираються поверхнею негативно заряджених колоїдів
грунту і орієнтуються позитивним полюсом до ядра міцели
(рис. 19). Залежно від міцності утримання води міцелою її поді-
ляють на міцнозв’язану (гігроскопічну) і слабкозв’язану (плів-
часту).

Гігроскопічна вода утворюється за рахунок сорбції молекул во-
дяної пари на поверхні колоїдних часток, міцно утримується сорб-
ційними силами (10000—20000 атм) і 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 грунті
залежить від температури, насиченості грунтового повітря водяною
парою, механічного і мінералогічного складу грунту та вмісту в
ньому гумусу. Найбільшу кількість води, яку може увібрати грунт
з пароподібного стану (при вологості повітря 94—98%), назива-
ють максимальною гігроскопічністю грунту.

Сорбційні сили колоїдів грунту повністю не врівноважуються
молекулами гігроскопічної води навіть при досягненні максималь-

ної гігроскопічності. Залиш-
кові сили здатні вбирати і
утримувати (з силою 1—
10 атм) певну кількість рід-
кої води, яку називають
плівчастою. За фізичним
станом вона перебуває у
в’язко-рідкій формі і здат-
на переміщуватися в різних
напрямах від більш тов-
стих плівок до тонших. Ця
форма води частково дос-
тупна для рослин. Вона роз-
чиняє і переміщує з незнач-
ною швидкістю водороз-
чинні солі.

Рис. 19. Схема утворення гігроскопічної вологи (за І. П. Герасимовим та М.А.Гла- зовською).

Вільна вода — вода грунту, яка не піддається
дії сорбційних сил. Ця фор-
ма не має молекул, які орі-
єнтовані до колоїдних час-
ток грунту. В грунтах вона
міститься у двох формах: капілярній і гравітаційній.

Капілярна вода знаходиться в порах малого діаметра — капіля-
рах. Утримується під дією капілярних або меніскових сил. Природу
виникнення цих сил вивчають у курсі фізики середньої школи. Тут
ми лише нагадаємо, що, згідно з законом Лапласа, меніскові сили
будуть більші там, де вужчий капіляр, а це, в свою чергу, зумов-
лює висоту капілярного підняття. Крім того, меніскові сили поси-
люються силами змочування.

При позитивних температурах капілярна вода перебуває в рід-
кому стані і вільно випаровується з поверхні менісків, при мінусо-
вих — замерзає. Це основна форма води, яку засвоюють рослини.
Вона дуже рухлива, розчиняє органічні і мінеральні сполуки, пе-
рерозподіляє по профілю солі, колоїди, суспензії. Висхідний рух
води по капілярах поповнює запаси вологи у верхньому горизонті
грунту. Заходи, спрямовані на накопичення і збереження вологи в
грунті, мають на меті створення запасів саме капілярної води.

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

Залежно від джерела капілярну воду грунту поділяють на ка-
пілярно-підвішену, капілярно-підперту і капілярно-посаджену.

Рис. 20. Рівень грунтових вод і капілярна кайма (за О. А. Роде, 1955):

аа — рівень води у свердловині; АА — дзеркало грунтових вод; ВВ — верхня межа
капілярної кайми.

Капілярно-підвішена вода заповнює пори зверху після дощу,
танення снігу, під час зрошення, тривалий час зберігається в грун-
ті і доступна для рослин. Утримується в грунтах завдяки різниці
тиску на поверхню верхнього і нижнього менісків. Нижче зволоже-
ного шару залишається сухий шар грунту. Отже, вода вологого
шару начебто «висить» над сухим. Вологість грунту зменшується
зверху донизу, інтенсивне випаровування цієї води призводить до
засолення поверхневого шару грунту.

Капілярно-підперта вода формується за рахунок підняття грун-
тових вод. Вона підперта водоносним горизонтом. Шар грунту
який містить капілярно-підперту воду над водоносним горизонтом,
називають капілярною каймою (рис. 20). Потужність її залежить
від водопідіймальної здатності грунту. Вміст води в каймі збільшу-
ється зверху донизу.

Капілярно-посаджена (підперто-підвішена) вода акумулюєть-
ся в шаруватих грунтах, в дрібнозернистих шарах, під якими за-
лягають крупнозернисті. На межі тонкодисперсного і грубодис-
персного горизонтів, внаслідок різкої зміни розмірів капілярів,
виникають додаткові нижні меніски, які і утримують деяку кіль-
кість капілярної води. Дана вода начебто «посаджена» на ці ме-
ніски.

Гравітаційна вода — вода атмосферних опадів та поливна, яка
заповнює широкі пори грунту і переміщується по профілю грунту

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 грунту, створюючи неспри-
ятливі умови (анаеробні) для життя рослин та інших організмів.
Зменшення кількості гравітаційної води в грунті здійснюють осу-
шенням.

ВОДНІ ВЛАСТИВОСТІ ГРУНТУ

Основними водними властивостями грунту є водо-
проникність, водоутримуюча здатність (вологоємкість), водопідій-
мальна здатність, доступність води для рослин.

Водопроникність грунтів — здатність грунтів пропускати через
себе воду, яка надходить з поверхні. Залежить від механічного,
структурного і хімічного складу грунтів, його щільності, пористо-
сті, вологості і тривалості зволоження. Глинисті грунти мають
низьку водопроникність, піщані і структурні — високу. Набухання
колоїдів грунту різко знижує водопроникність грунту. Низька во-
допроникність — негативне явище в землеробстві.

Вологоємкість грунту —здатність поглинати і утримувати пев-
ну кількість води. Виділяють такі види вологоємкості: максималь-
на гідроскопічна, максимальна молекулярна (плівчаста), капіляр-
на, найменша (польова) і повна.

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

Повна вологоємкість — найбільша кількість вологи, яку може
увібрати і утримувати грунт. В цьому разі в грунті міститься мак-
симальна кількість всіх форм води. Її величина залежить від меха-
нічного, структурного складу і пористості грунту. Повна вологоєм-
кість більшості грунтів становить 40—50%. Цю величину також
використовують для розрахунків норм поливу.

Вологість в’янення (коефіцієнт в’янення) — вологість грунту,
за якої проявляються ознаки в’янення рослин Ця величина зале-
жить від властивостей грунту (механічний склад, засолення, наяв-
ність торфу тощо) і біологічних особливостей рослин. Вологість
в’янення глинистих грунтів становить 20—30%, піщаних — 1—
3%, торфових — 60—80%. Вологолюбні рослини починають в’яну-
ти при вищій, посухостійкі — при нижчій вологості грунту.

10.3. ВОДНИЙ БАЛАНС І ТИПИ ВОДНОГО
РЕЖИМУ ГРУНТУ

Під водним режимом грунту розуміють сукупність
всіх явищ надходження води в грунт, її переміщення, змін фізич-
ного стану і витрати з грунту. Кількісним вираженням водного ре-
жиму є водний баланс. Водний баланс — це співвідношення всіх
статей прибутку і всіх статей видатку води з грунту за певний пе-
ріод.

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

Витрачається вода на випаровування з поверхні грунту, на
транспірацію (десукцію), на поповнення поверхневих грунтових
вод (інфільтрацію), на поверхневий стік, на бічний підгрунтовий
стік.

Залежно від клімату і рельєфу в різних грунтово-кліматичних
зонах водний баланс і відповідно водний режим грунтів будуть не-
однакові. Водний режим зумовлюється співвідношенням суми ста-
тей прибутку і суми статей видатку вологи. Практично тип водного
режиму визначають за коефіцієнтом зволоження (КЗ) (відношен-
ня річної суми опадів до річного випаровування), який в природ-
них умовах коливається від 3 до 0,1.

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

1. Промивний тип (К3 > 1). Характерний для зон, де сума річ-
них опадів більше випаровування. Частина води атмосферних опа-
дів промиває грунтовий профіль на всю глибину. Легкорозчинні
сполуки вимиваються в нижні горизонти. В таких умовах форму-
ються підзолисті грунти, червоноземи і жовтоземи вологих суб-
тропіків (рис. 21).

2. Непромивний тип (КЗ < 1). У цьому разі вода атмосферних
опадів не досягає рівня грунтових вод. Такий тип є характерним
для чорноземних і каштанових грунтів.

3. Випітний тип (КЗ < 1) властивий для грунтів напівпустинь
і пустинь. Тут переважають висхідні токи води по капілярах від рів-
ня грунтових вод, що призводить до засолення грунтів.

4. Застійний тип водного режиму характерний для грунтів бо-
лотного типу, які формуються при високому заляганні грунто-
вих вод.

5. Іригаційний тип встановлюється при систематичному зрошен-
ні грунту. Залежно від режиму зрошення в грунтах періодично
встановлюються промивний, непромивний або випітний режими.

Рис.21. Схематичні зображен- ня типів водного режиму (за О. А. Роде): а — промивний тип; б — непромивний тип; в — випітний тип.

Мертвий горизонт

Б в

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

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

10.4. СКЛАД ГРУНТОВОГО ПОВІТРЯ
ТА ЙОГО РОЛЬ У ГРУНТОУТВОРЕННІ

Грунтове повітря — це суміш газів і летких орга-
нічних сполук, які заповнюють пори грунту. Основними джерелами-
надходження повітря в грунт є приземний шар атмосфери і гази,
які утворюються в грунті. Воно потрібне для дихання коренів рос-
лин, аеробних мікроорганізмів, тваринних організмів.

Грунтове повітря перебуває в грунті у трьох станах: вільному,
адсорбованому і розчинному.

Вільне повітря заповнює капілярні і некапілярні пори, легко пе-
реміщується в грунті і обмінюється з атмосферою. Його газовий
склад значно відрізняється від складу атмосферного повітря. Ли-
ше вміст азоту залишається близьким до його вмісту в атмосфері.

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

Адсорбція газів поверхнею твердої фази грунту залежить від
будови їх молекул. Найбільше адсорбується аміак, найменше азот
(NH₃ > CО₂ > О₂ > N₂).

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

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

Високий вміст вуглекислого газу в грунтовому повітрі зумов-
люється біологічними процесами. За високої концентрації CO₂
(>2—3%) спостерігається пригнічений розвиток рослин.

Дифузію СО₂ з грунту в приземний шар атмосфери прийнято
називати диханням грунту. Інтенсивність дихання грунту залежить
від характеру рослинності, системи обробітку, гідротермічних умов
тощо. Воно наростає з півночі на південь. Тундрові грунти протя-
гом 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 під-
вищує інтенсивність фотосинтезу.

10.5. ПОВІТРЯНІ ВЛАСТИВОСТІ І ПОВІТРЯНИЙ
РЕЖИМ ГРУНТУ

Сукупність фізичних властивостей грунтів, які виз-
начають стан і переміщення грунтового повітря, називають повіт-
ряними властивостями грунту. Найважливішими з них є: повітро-
ємкість, вміст повітря, повітропроникність і аерація.

Повітроємкість грунту — максимально можлива кількість по-
вітря (в %), яка міститься в повітряносухому непорушеному грун-
ті. Ця величина залежить від гранулометричного складу і острук-
туреності грунту. Піщані і структурні грунти мають високу повіт-
роємкість.

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

Повітропроникністю (газопроникністю) називають здатність
грунту пропускати крізь себе повітря. Вона залежить від грануло-
метричного складу і оструктуреності грунту, тобто від об’єму і кон-
фігурації пор. Найкращу газопроникність мають структурні розпу-
шені грунти.

Аерація грунту — безперервний газообмін грунтового повітря з
атмосферним. В процесі аерації грунтове повітря збагачується на
кисень, потрібний для дихання живих організмів, а приземний шар
повітря — вуглекислим газом, який використовують рослини в про-
цесі фотосинтезу. Аерація грунту зумовлюється газовою дифузією
внаслідок коливання температури, зміною атмосферного тиску, пе-
ріодичним зволоженням і висиханням грунту та іншими факто-
рами.

Сукупність всіх явищ надходження повітря в грунт, зміна його
складу, виділення в атмосферу називають повітряним режимом
грунту. Він постійно змінюється під впливом погодних умов, рос-
линності, обробітку грунту тощо. Найсприятливіший повітряний
режим мають структурні грунти. Вони забезпечують мікроорганіз-
ми і кореневу систему вищих рослин киснем у потрібній кількості.