Почвоведение. Почва и почвообразование (Том 1, 1988 год)

чение элементов в биологический круговорот веществ Поэтому

профиль почв всегда дифференцирован в той или иной степени по

химическому составу в отличие от исходных однородных почво-

образующих пород Особой спецификой состава отличаются

верхние гумусоаккумулятивные горизонты, а также гидрогенно-

аккумулятивные горизонты разных почв

Химические процессы, протекающие в почвах, весьма сложны

и многообразны Их изучением занимается особый раздел почво-

ведения - химия почв

Глава пятая

ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО ПОЧВ

Органическое вещество почв - это совокупность живой био-

массы и органических остатков растений, животных, микроорга-

низмов, продуктов их метаболизма и специфических новообразо-

ванных органических веществ почвы - гумуса В органическом

веществе почв всегда присутствует какое-то количество остатков

отмерших организмов, находящихся на разных стадиях разложе-

ния, живые клетки микроорганизмов, почвенная фауна (рис

13)

5.1. Источники почвенного гумуса

Потенциальными источниками органического вещества почв

можно считать все компоненты биоценоза, которые попадают на

поверхность почв или в толщу почвенного профиля и участвуют

в процессах почвообразования

Запасы биомассы биоценозов, ее структура и динамика неоди-

наковы в разных природных зонах В абсолютном большинстве

наземных биоценозов зеленые растения (автотрофы) имеют наи-

большую биомассу и годичный прирост (первичную продукцию),

превышающую биомассу беспозвоночных животных и микроорга-

низмов в несколько десятков или сотен раз, а позвоночных жи-

вотных в несколько тысяч раз Поэтому надземный и корневой

опад и продукты метаболизма высших растений дают основной

материал, из которого формируется органическое вещество почв

Однако специфический химический состав животных и микроор-

ганизмов, высокое содержание в них белков определяют замет-

ную их роль в обогащении органического вещества почв азот-

содержащими компонентами

Запасы фитомассы в различных ландшафтах тундровой зоны

изменяются от 150 до 2500 г/м², причем корневая масса превы-

шает надземную в 3-4 раза Биомасса микроорганизмов состав-

ляет 10-15 г/м², почвенных беспозвоночных животных - 1-3, а

наземных позвоночных животных - около 0,01 г/м²

102

Подзол

Грибы и

Растительные

водоросли

остатки

40%

10%

Дождевые

черви

12%

Чернозем

Макрофауна

Почвенная

Мезо-

флора и фауна

и микро-

Бактерии и

фауна

актиномицеты

40%

Рис.

13. Средний состав органического вещества почвы (по Д. Шредеру,

1978,

с дополнениями):

в составе гумуса: 1 - нерастворимый остаток (гумин); 2 - неспецифические вещества;

3 - фульвокислоты; 4 - гуминовые кислоты

В таежно-лесной зоне запасы фитомассы полновозрастных

высокобонитетных лесов возрастают до 25-40 тыс. г/м2, при-

чем корневая масса меньше надземной в

3-5 раз. Биомасса

микроорганизмов в лесных почвах доходит до 30 г/м²; среди них

доминируют грибы. Биомасса беспозвоночных животных (в г/м²)

в подзолистых почвах составляет 2-3, в дерново-подзолистых -

7-12, в серых лесных почвах достигает 90.

Травянистая растительность степной зоны накапливает мень-

шую, чем леса, фитомассу, от 1200 до 2500 г/м², причем корневая

масса превышает надземную в 3-6 раз. Микрофлора степных

почв имеет более разнообразный видовой состав: доля грибов

снижается, возрастает численность спорообразующих бактерий и

актиномицетов. Количество беспозвоночных животных также не-

сколько снижается, до

12-16 г/м², среди них доминируют по

биомассе дождевые черви. Беспозвоночные животные в степной

зоне составляют 98% от общей зоомассы.

В пустынной зоне запасы фитомассы резко уменьшаются, при-

чем доля корней в ее составе возрастает и соотношение надзем-

ной и подземной массы становится 1:8-1:9. Уменьшается общий

уровень и биологической активности почв. Однако в короткие пе-

риоды поступления влаги биологическая активность почв может

быть высокой.

Химический состав биомассы в значительной мере определяет

все последующие этапы новообразования гумуса. В формирова-

нии молекул гумусовых кислот принимают участие любые струк-

турные химические единицы органического вещества, освобож-

дающиеся в процессе трансформации отпада и опада. В биогео-

ценозах разных природных зон неодинаковые запасы и состав

фитомассы определяют различия в поступлении в почву белков,

углеводов, липидов, и ароматических соединений (рис. 14).

юз

Рис.

14. Средний химический состав организмов

(% на сухое вещество):

1 - бактерии; 2 - грибы; 3 - водоросли; 4 - лишайники, 5 - мхи; 6 - хвоя деревьев;

7 - древесина хвойных деревьев; 8 - корни хвойных деревьев; 9 - листья деревьев;

10 - древесина лиственных деревьев; 11 - злаковые травы; 12 - бобовые травы; 13 -

корни трав;

14 - беспозвоночные животные;

15 - позвоночные животные; а - зола;

б - белки и другие азотсодержащие соединения; в - моно- и олигосахариды; г - це-

люлоза; д - другие углеводы; е - липиды; ж - танины и флавоноиды; з - лигнин

5.2. Разложение органических остатков в почве

Исследования процессов распада органических остатков в

почвах с целью познания путей формирования гумуса развива-

лись по трем основным направлениям. В первом главное внима-

ние уделяли изменению химизма растительных остатков как

главного источника органического вещества (И. В. Тюрин, 1937

С. Ваксман, 1937; М. М. Кононова, 1951, 1964, Л. Н. Александро-

ва,

1980; А.Д.Фокин, 1981). Во втором - исследовали морфо-

логию и скорость трансформации опада и подстилок, главным

образом лесных (Р. Е. Мюллер, 1897; Е. Раманн, 1905; Г. Ф. Mо-

розов, 1912; Н. П. Ремезов, 1958; А. Ф. Соколов, 1959; А. Ф. Чер-

тов 1977; В. С. Шумаков; 1941). В третьем - выявляли организ-

мы, участвующие в разложении растительных остатков, и изучали

их сукцессии (П. А. Костычев, 1886; В. Я. Частухин и др.,

1948,

1953, 1964; Т. Г. Мирчинк, 1976; Н. М. Чернова, 1977; Б. Р. Стри-

-анова,

1980).

Распад органического вещества - это процесс частичного или

полного превращения сложноорганизованных структур и молекул

в более простые, в том числе и в продукты полной минерализа-

ции (СО

, NH

, Н

O и др.). Распад органических компонентов -

сложный и длительный процесс. Он включает механическое или

104

физическое разрушение, биологическую или биохимическую

трансформацию и химические процессы.

Роль разных групп организмов в процессах трансформации

органического вещества в почве. Бактерии активно участвуют

в трансформации органического вещества во всех почвах. Они

способны разлагать почти все органические соединения. Эти

микроорганизмы с помощью своих экзоферментов как источник

пищи и энергии активно используют белок, простые сахара, крах-

мал, органические кислоты, спирты, альдегиды, разлагают клет-

чатку и имеют преимущество в разложении углеводов. Бактерии

имеют узкий спектр ферментов, как бы специализируются в обла-

сти узкого процесса и разрушение ведут с большой скоростью.

Например, целлюлозу разлагают различные виды бактерий ро-

дов Cytophaga, Clostridium, Celvibrio и др., которые синтезируют

ферменты целлюлазу и целлобиазу; крахмал - бактерии видов

Clostridium acetobutilicum, Bacillus subtilis, Вас. mesentericus

и др., которые выделяют ферменты амилазу и глюкозидазу.

Актиномицеты, как и бактерии, - в основном почвенные ор-

ганизмы, активно участвующие в разложении органического

вещества. Они могут использовать любые углеводы, в том числе

активно разрушают маннаны, ксиланы, пектиновые вещества,

целлюлозу, кератин, хитин, могут разрывать длинные цепи жир-

ных кислот и углеводородов. Актиномицеты рода Nocardia с

помощью фермента фенолоксидазы разлагают гумус с утилиза-

цией азота гетероциклов.

Актиномицеты - многочисленная группа микроорганизмов,

но менее конкурентоспособная, чем бактерии и грибы. Они су-

ществуют в почве длительное время как покоящиеся споры и

растут тогда, когда появляются доступная пища, необходимый

уровень температуры

(5-10°С) и влажности

(91,5-99%).

Особенно большую роль они играют в трансформации органиче-

ского вещества черноземов.

Грибы обладают большим спектром ферментов, способны

совершать многие процессы трансформации органического веще-

ства, но, как правило, с меньшей скоростью, чем бактерии.

В то же время разложение ароматических соединений грибы

ведут активнее, чем бактерии; расщепление лигнина и танинов

в природе идет преимущественно под их воздействием. Грибы

осуществляют и разложение гумуса. Функции грибов определя-

ются стадией сукцессии, стадией изменения видового состава

микробоценоза, зависящей от способности организмов, его со-

ставляющих, к переработке и использованию тех или иных ком-

понентов субстрата. Грибы-сахаролитики обычно выступают пио-

нерами в процессе распада органического вещества. За ними

следуют грибы, разрушающие флоэму растительных клеток (пер-

вичные сапрофиты). Вторичные сапрофиты разрушают эпидермис

клеток. Медленнее всего происходит разрушение целлюлозы и

особенно лигнина.

Почвообитающие водоросли - автотрофы; они участвуют

105

в создании органического вещества почв. Запасы органического

вещества, созданного водорослями, составляют от 0,05 до 0,2%

от его общего запаса в верхнем почвенном горизонте. Основная

масса водорослей обитает на поверхности или в самых верхних

слоях почвы. На глубине 10-20 см количество водорослей ста-

новится ничтожным. Клетки водорослей, как и других микро-

организмов, активно поедаются амебами, инфузориями, клеща-

ми, нематодами. Прижизненные выделения водорослей, их слизе-

вые чехлы становятся пищей грибов и бактерий. Водоросли

выделяют биологически активные вещества.

Почвенные беспозвоночные животные выполняют серию слож-

ных функций в разложении органического вещества, осуществ-

ляя физическое (механическое) раздробление и измельчение

растительных остатков, увеличивая в сотни и тысячи раз их по-

верхность, делая их доступными для дальнейшего разрушения

грибами и бактериями. В их ротовой полости идет мацерация

растительных тканей, что вызывает распад клеточных структур.

Беспозвоночные затаскивают растительные остатки в глубь поч-

вы и способствуют ее оструктуриванию и аэрации, гомогенизации

и образованию органоминеральных соединений.

Беспозвоночные животные разлагают почти все химические

компоненты растительных остатков благодаря симбиозу с микро-

организмами и широкому спектру ферментов в пищеварительном

тракте, что ускоряет процесс трансформации органического ве-

щества.

Экскременты беспозвоночных образуют локусы повышенной

биологической активности, где процессы в почвах идут быстрее

и многообразнее, так как в них участвуют бактерии, актиноми-

цеты, грибы, плотность которых в десятки раз выше, чем в окру-

жающей почве (Козловская, 1978).

Позвоночные животные составляют не более 2% от общей

зоомассы, но продукты их метаболизма могут играть заметную

роль в биологическом круговороте веществ, а обитающие в поч-

ве виды оказывают воздействие на физические свойства почв

и перемещение почвенной массы.

5.3. Почвенные ферменты

Процессы трансформации органического вещества в почве

идут при активном участии ферментов. По своей природе фер-

менты - самый крупный и высокоспецифичный класс белковых

молекул с молекулярной массой от

10 000 до нескольких мил-

лионов. Ферменты - структурированные белки, несущие мно-

жество функциональных групп, осуществляющих катализ. Глав-

ным свойством ферментов, отличающим их от других катализато-

ров, является специфичность реакций.

Источником почвенных ферментов являются живые орга-

низмы, населяющие почву: бактерии, актиномицеты, беспозвоноч-

106

ные животные и растения. Почвенные ферменты активно участву-

ют в процессах трансформации органических остатков как в

процессе жизни, так и после отмирания создавших их организ-

мов. Выполняя роль катализаторов, они в миллионы раз ускоря-

ют течение химических реакций распада и синтеза органических

веществ. Ферментативная активность почв обусловлена всем

комплексом ферментов, находящихся в почве.

Действие экологических факторов на почвенные организмы

косвенно определяет поступление ферментов в почву. Фермента-

тивная активность почв уменьшается вглубь по профилю, а в

верхних горизонтах - пропорциональна уровню биологической

активности почв. Поступив в почву, часть ферментов разрушает-

ся, часть стабилизируется (иммобилизуется) в результате связы-

вания с почвенными минералами и органическим веществом пу-

тем образования ионных, водородных и ковалентных связей.

По современным представлениям основная масса ферментного

фонда находится в связанном состоянии Сорбция ферментов

ведет к понижению скорости каталитических реакций, но она

остается более высокой, чем химические реакции.

5.4. Разложение химических компонентов в почве

Белки остатков микроорганизмов, животных и растений ак-

тивно распадаются на составляющие их аминокислоты при уча-

стии ферментов протеаз. Часть их усваивается микроорганизмами,

а часть дезаминируется. Белки отмирающих организмов служат

одним из основных источников азота в почве.

Растительные остатки содержат обычно около 1% азота и от-

ношение в них углерода к азоту (C:N) может достигать 50. По

мере трансформации органических остатков органическое ве-

щество почвы обогащается азотом и отношение C:N суживается

до

1:10-1:12. Поэтому отношение C:N служит косвенным пока-

зателем степени гумификации органического вещества. Наряду

с органическими остатками источником азота в почве служат

атмосферные осадки, с которыми в почву в среднем поступает

8-10 кг/(га•год) азота.

Третьим источником азота в органическом веществе почв

служат микроорганизмы-азотофиксаторы. По последним данным,

многие микроорганизмы ризосферы растений способны усваивать

атмосферный азот. Количество фиксируемого ими азота за сезон

может достигать (в кг/га) в лесу

25, на лугу более

50, на

злаковом поле 30-40 (М. М. Умаров, 1983). Клубеньковые бак-

терии, развивающиеся на корнях растений семейства бобовых,

также обогащают почву азотом атмосферы. На поле, засеянном

клевером, связывание атмосферного азота может достигать, по

Д. Н. Прянишникову, 150 кг/га.

Отщепление азота от аминокислот в форме аммиака называ-

ют аммонификацией. В почве аммиак соединяется с имеющимися

107

кислотами, например угольной, уксусной и др., образуя их соли

аммония. Ион аммония может поглощаться почвой, растениями

и микроорганизмами.

Частично аммиак окисляется с образованием иона азотистой

кислоты, а затем - азотной. Этот процесс, открытый С. Н. Вино-

градским, называют нитрификацией. Первая стадия окисления

аммиака до азотистой кислоты идет при участии бактерий рода

Nitrosomonas, дальнейшее образование азотной кислоты идет

при участии Nitrobacter. Источником углерода для этих бактерий

служит СО₂. Энергию для расщепления молекулы СО₂ они полу-

чают при реакции окисления аммиака.

Ионы NO₃ азотной кислоты усваивают микроорганизмы и

высшие растения для синтеза белков. Но при определенных усло-

виях, когда затруднен доступ воздуха в почву, аэробные микро-

организмы начинают использовать кислород окисленных азотных

соединений. Азотная кислота при этом восстанавливается с вы-

делением свободного газообразного азота или монооксида (N_x О).

Этот процесс называется денитрификацией.

Так совершается круговорот азота в почве. В различных ти-

пах почвы и под различными типами растительности азотное пи-

тание может складываться по-разному: оно может быть аммиач-

ным, как в заболоченных почвах, нитратно-аммиачным, как в

почвах хвойных лесов, и нитратным, как в почвах луговых степей

и других хорошо аэрированных почвах.

Исследования моно- и дисахаридов последовательно в живом

растительном материале, затем в опаде и подстилке показали

изменение их содержания соответственно от 4-9% до десятых

долей процента. Уровень содержания дисахаридов более высо-

кий, чем моносахаридов. Перепад содержания Сахаров по мере

трансформации растительных остатков связан с постоянной ути-

лизацией этих компонентов дрожжами и другими микроорга-

низмами.

Белки и сахара наиболее быстро разлагаются в почве.

Зерна крахмала в растениях структурированы, имеют оболоч-

ку из белка, иногда с присутствием целлюлозы. Гидролиз крах-

мала осуществляется при участии фермента амилазы. По мере

трансформации растительных остатков идет быстрое и резкое

уменьшение содержания крахмала.

Целлюлозу могут разлагать лишь около

5% микроорганиз-

мов, синтезирующих ферменты - целлюлазы. Молекула целлюло-

зы структурирована Фибрилла, в которую она скручена, покры-

та оболочкой из пектина и воска, которые составляют лишь 4%,

но понижают скорость разложения на 2 порядка.

В тундровой зоне процесс разложения целлюлозы затормо-

жен. В течение года потери целлюлозы (в % по массе) на тун-

дровых глеевых почвах составили около 5, на тундровых почвах

пятен - 2-3, на болотно-тундровых - 0,5. Для минерализации

целлюлозы растительных остатков требуется в тундровых почвах

пятен - от 30 до 50 лет, в тундровой глеевой - от 20 до 30, в

108

болотно-тундровой - около 200 лет. В хвойных лесах на подзо-

листых почвах полная минерализация целлюлозы протекает в те-

чение 5-6 лет, на дерново-подзолистых - 3-4, в злаковых сте-

пях на типичных черноземах - 2 лет.

Липиды разлагаются медленнее белков, сахаридов и крахма-

ла. Со временем скорость их трансформации замедляется и ста-

новится меньше, чем растительных остатков в целом. Происходит

относительное накопление липидов. Картина осложняется нара-

станием биомассы грибов, участвующих в разложении опада, так

как клетки грибов содержат до 20% липидов.

Ароматические соединения разлагаются преимущественно под

воздействием грибов. В расщеплении лигнина принимают участие

ферменты оксидоредуктазы, лиазы, эстеразы, лакказы. Исследо-

вание скорости трансформации лигнина в растительном опаде

хвойных лесов показало, что, в то время как идет утилизация

белков и углеводов, лигнин, как наиболее устойчивое в силу своей

структуры соединение, относительно накапливается в разлага-

ющемся материале.

5.5. Органические вещества почвы индивидуальной

(неспецифической) природы

В процессе трансформации остатков растений, животных и

микроорганизмов, а также при поступлении в почву продуктов

их метаболизма органическое вещество почвы обогащается

веществами индивидуальной неспецифической природы. Они со-

ставляют 10-15% от органического вещества почвы. Среди них

обычно выделяют следующие группы.

Азотсодержащие вещества представлены белками и амино-

кислотами. Белки - компоненты всех живых существ. Это поли-

меры, состоящие из аминокислотных остатков, соединенных

амидной связью. В элементном составе белков кроме углерода,

водорода и кислорода содержатся (в %) азот

(15-19), сера

(0,3-2,4) и часто фосфор (0,5-0,8). При разложении белковых

веществ в почве образуются аминокислоты - карбокислоты, со-

держащие по крайней мере одну аминогруппу. Наиболее обычны

в почве глицин, аланин, серии, цистеин, треонин, валин, метионин.

Углеводы - один из важнейших источников энергии для ми-

кроорганизмов и беспозвоночных животных, которые активно

их разлагают, - обширная группа органических соединений,

включающая собственно углеводы и соединения, близкородствен-

ные им. Собственно углеводы представлены моносахаридами

(глюкоза, фруктоза, манноза, галактоза, арабиноза, рибоза,

ксилоза и др.), состоящими из одного сахарного звена; олиго-

сахаридами, состоящими из 2-4, но всегда до 10 моносахарид-

ных звеньев; полисахаридами - полимерами, состоящими из 11

и более моносахаридных звеньев. К полисахаридам, содержащим

одинаковые молекулы, относятся пентозаны (полимеры пентоз)

109

и гексозаны (полимеры гексоз). Пентозаны представлены ксила-

нами и арабанами. К гексозанам (полимерная единица глюкозы)

относятся крахмал, изолихенин, целлюлоза, полифруктозаны,

полигалактаны, полиманнаны.

Гетерополисахариды - сополимеры различных сахаридов.

К ним относятся арабиногалактаны, гемицеллюлозы, галакто-

маннаны, глюкоманнаны и арабиноксиланы.

Среди соединений, близкородственных углеводам, следует

назвать полиурониды, состоящие из звеньев углеводов и уроно-

вых кислот. К ним относятся камеди, слизи и пектиновые веще-

ства. Родственными углеводам считают и мукополисахариды, в

их числе хитин (структурный компонент стенок грибов и внеш-

него скелета членистоногих) и тейхоевые кислоты (компонент

клеточных стенок бактерий).

Липиды - большая группа органических соединений, которую

делят на омыляемые и неомыляемые липиды. К омыляемым от-

носятся нейтральные жиры (эфиры глицерина и жирных кислот)

и фосфолипиды (эфиры глицерина, жирных и фосфорной ки-

слот). К неомыляемым липидам относят жирные кислоты, сте-

роиды, изопреноиды, каратиноиды. К липидам часто относят

также те соединения, которые при исследованиях не отделяются

от липидов. Это алифатические и циклические углеводороды и

их полимеры в смеси со спиртами, альдегидами и оксикислотами.

Среди них следует назвать такие вещества, как воск, кутин, су-

берин, спорополленин.

Ароматические соединения и их производные включают моно-

циклические арены и их полимеры. К моноциклическим аренам

относят ароматические кислоты, которые содержат одно бензоль-

ное кольцо и одну карбоксильную группу или более. Сюда отно-

сятся соединения типа С

-C

(протокатеховая, ванилиновая,

сиреневая кислоты) и соединения типа С

- С

(паракумаровая,

кофейная, феруловая и другие кислоты), а также кумарины

и флавоноиды (содинения типа С

- С

К полимерам аренов относят танины (дубильные вещества)

и лигнин (полимер, состоящий из нескольких типов фенилпро-

пановых единиц). Стойкость лигнина против разложения и его

ароматическое строение дали основание ряду исследователей

считать лигнин основным компонентом почвенного гумуса, уна-

следованным при разложении растительных остатков без суще-

ственных изменений. Одна из таких гипотез была высказана

С. Ваксманом

(1937)

и сравнительно недавно поддержана

В. Фляйгом

(1964)

Зольные элементы. В процессе разложения растительности в

почву поступают поглощенные растениями зольные элементы,

состав которых, по выражению В. И. Вернадского, охватывает

всю таблицу элементов Менделеева. В процессе гумификации

в конституционной части молекул органических веществ частич-

но сохраняются сера и фосфор.

Ежегодно в почву поступают свежие порции неспецифических

110

органических компонентов, которые частично минерализуются

до СО₂, H₂O, NH₃, N₂, частично мигрируют за пределы почвенной

толщи, а частично служат источником почвенного гумуса.

Органические вещества индивидуальной природы, особенно

низкомолекулярные и ароматические кислоты, а также углеводы

и фенолы, играют активную роль в процессах почвообразования

как источники энергии и компоненты, способствующие перемеще-

нию по профилю многих минеральных компонентов.

5.6. Образование специфических органических

веществ в почве (гумусообразование)

Наряду с процессами распада органических остатков и редук-

ции сложных органических молекул в почве протекает процесс

синтеза гумусовых веществ. Они образуются из «обломков»

биологических макромолекул или их мономеров, которые оказы-

ваются в почве благодаря метаболизму ее живого населения

и деятельности экзоферментов.

Пути и механизмы образования гумусовых кислот издавна

интересуют исследователей. Познание гумусовых веществ нача-

лось с их химического анализа. К концу XIX в. наряду с анали-

зом стали освещаться вопросы возможного синтеза гумуса почв.

Зачинателем биологического направления в теории гумусообра-

зования можно считать М. В. Ломоносова, который писал в

1761 г. в работе «О происхождении перегноя», что почвы про-

изошли «от согнития животных и растущих тел со временем».

Большая заслуга в развитии этого направления принадлежит

П. А. Костычеву, который экспериментально показал, что почвен-

ное органическое вещество является продуктом жизнедеятель-

ности животных и растительных организмов и в особенности

почвенных микроорганизмов.

Прямым развитием этих работ были исследования С. П. Крав-

кова и его ученика А. Г. Трусова. Трусов полагал, что легко-

усвояемые органические кислоты являются косвенным источни-

ком гумусовых веществ, так как предварительно превращаются

в плазму микроорганизмов. Трудноусвояемые органические ве-

щества - лигнин, дубильные вещества и другие вещества слож-

ной ароматической природы - являются прямым источником гу-

мусовых веществ. Продукты их распада окисляются, конденси-

руются и превращаются в темноокрашенные сложные гумусовые

вещества. Темноокрашенные гумусоподобные продукты получил

Л. С. Майард (1912, 1917), соединив аминокислоты с углеводами.

В. Р. Вильямc (1897, 1914, 1939) образование гумуса рассматри-

вал как процесс перемежающего синтеза органического вещества

в высших организмах и разложения его микроорганизмами после

отмирания, что и ведет к гумусообразованию. Направленность

биохимических процессов и особенность химизма почвенного гу-

муса, по Вильямсу, определяется типом биологических группи-

ровок зеленых и бесхлорофилловых растений: древесная расти-

111

тельностъ и связанные с ней грибы, актиномицеты и анаэробные

бактерии способствуют синтезу креповых кислот (фульвокислот),

растворимых в воде, способствующих подзолообразованию; луго-

вая травянистая растительность и ассоциирующиеся с ней аэроб-

ные и анаэробные микроорганизмы обусловливают синтез ульми-

новых кислот (бурых гуминовых); стенная травянистая расти-

тельность в комплексе с аэробными микроорганизмами обеспечи-

вают формирование гуминовых кислот. В. Р. Вильямc предложил

очень обобщенную схему гумусообразования. Но он обратил

внимание на комплекс факторов гумусообразования и среди них

на источники органического вещества, «разлагатели» и условия

гумусообразования. Ошибочным было представление В. Р. Виль-

ямса о том, что гумусовые кислоты представляют собой экзоэн-

зимы.

Комплексному биохимическому подходу противостояло пред-

ставление исследователей химии угля и торфа (Ж. Фишер и

Г. Шрадер,

1921,

1922; В. Фукс,

1931,

1936), которые полагали,

что лигнин растительных остатков, почти не изменяясь, состав-

ляет основу почвенного перегноя. В дальнейшем С. Ваксман

(1937) развил эти представления, создав теорию образования

гумуса как лигнино-протеинового комплекса. Согласно этой ги-

потезе взаимодействие лигнина с протеином протекает в резуль-

тате химической конденсации по типу шиффовых оснований.

Следовательно, по Ваксману, гумус не представляет собой ни-

чего специфического.

Советская школа исследователей органического вещества во

главе с И. В. Тюриным внесла решающий вклад в изучение со-

става, свойств и путей образования органического вещества в

различных типах почв СССР. Тюрин рассматривал гумусообразо-

вание как сочетание ряда противоречивых процессов: раститель-

ные и животные остатки разлагаются под влиянием почвенных

животных, микроорганизмов и абиотических факторов; продук-

ты разложения - соединения циклического характера и синтези-

рованная микроорганизмами плазма - в результате окисления

и полимеризации с участием катализаторов дают устойчивые

специфические гумусовые соединения.

Эти позиции разделяла М. М. Кононова, которая рассматри-

вала гумусовые вещества как продукт конденсации мономеров

ароматических соединений фенольного типа с аминокислотами

и протеинами: фенолы окисляются через семихиноны до хинонов

и последние взаимодействуют с аминокислотами при участии

ферментов типа фенолоксидаз. Кононова предложила схему про-

цессов гумификации, из которой следует, что все растительные

остатки в процессе гумификации проходят стадию ассимиляции

микроорганизмами.

Большое внимание процессам гумификации и связи их с

почвообразованием уделили французские исследователи Ф. Дюшо-

фур, Ф. Жакен, Веди и др. Ф. Дюшофур (1972) предложил под

процессом гумификации понимать совокупность процессов, веду-

112

щих к образованию коллоидного комплекса, трансформированно-

го биохимическим путем из растительных остатков и связанного

физико-химическими узами с минеральными коллоидами. Про-

цесс гумификации, по Дюшофуру, имеет две фазы. Первая -

биологическая, относительно короткая, в которой господствуют

микроорганизмы и их энзимы, завершается образованием «моло-

дого гумуса» с незрелыми связями с минеральной частью почвы.

Вторая - фаза созревания - климатическая, более продолжи-

тельная и обусловленная сезонными контрастами климата, за-

вершается формированием зрелого гумуса и упрочением связей

с минеральной частью почвы. По мнению Дюшофура, лишь кар-

бонаты и вторичные минералы почвы оказывают стабилизи-

рующее действие на гумус, а климат (особенно в сухой период),

способствует усилению процесса полимеризации, что приводит

к доминированию серых гумусовых кислот над бурыми. Полиме-

ризация и стабилизация гумусовых кислот, по мнению Дюшо-

фура, обусловлены процессом дегидратации.

Большой вклад в изучение процессов гумификации внесла

Л. Н. Александрова со своими учениками. Л. Н. Александровой

разработана схема гумусообразования, включающая процессы

распада органических остатков, микробный синтез, гумифика-

цию, взаимодействие с минеральной частью почвы и, с другой

стороны, процесс минерализации и вовлечения минеральных ком-

понентов в биологический круговорот (схема 4).

Рассматривая эту схему, следует продукты микробного син-

теза также считать источником гумусовых кислот, соединить эти

блоки процессом гумификации и показать, что продукты полу-

распада могут взаимодействовать с минеральной частью почвы

и вымываться за пределы почвенного профиля.

Под руководством Л. Н. Александровой была проведена серия

целенаправленных работ по изучению динамики процесса гуми-

фикации различных растительных остатков в условиях модель-

ных экспериментов. В понятии Л. Н. Александровой гумифика-

ция - сложный биофизико-химический процесс трансформации

промежуточных высокомолекулярных продуктов разложения орга-

нических остатков в особый класс органические соединения -

гумусовые кислоты.

Л. Н. Александрова

(1970) ранее Ф. Дюшофура

(1972) выде-

лила ряд этапов процесса гумификации. Начальный этап, по

Л. Н. Александровой, - биохимическое оксилительное кислото-

образование, т. е. формирование системы гумусовых кислот, под-

вергающихся в дальнейшем длительным и сложным процессам

трансформации. В это же время формируется азотистая часть

молекулы гумусовых кислот. На первом этапе происходит и

фракционирование образующихся гумусовых кислот по степени

растворимости на группу гуминовых и фульвокислот. В резуль-

тате взаимодействия с минеральной частью почвы образуются

органоминеральные соединения.

Вторая стадия выражается в постепенном нарастании арома-

113

Растительные остатки

Минеральная

часть почвы

Лигнин,

Белки Углеводы

дубильные

Липоиды

вещества

Разложение

(гидролиз, окислительно-восстановительные реакции)

Микробный синтез

Промежуточные

Белки, углеводы,

продукты разложения

липоиды и др.

Минерализация

Гумификация

Продукты полной

Промежуточные

Гумусовые

минерализации

продукты распада

кислоты

Взаимодействие

(солеобразование, адсорбцш)

Использование растениями

в биологическом круговороте

Органоминеральные производные

гуминовых и фульвокислот

Вымывание и удаление

в атмосферу

Закрепление

Вымывание

в почве

Схема 4. Процесс гумусообразования в почве

(Л. Н. Александрова, 1980)

тизации вследствие частичной деструкции алифатических цепей,

путем гидролиза и процессов окисления при участии окислитель-

ных ферментов. Стадия минерализации гумусовых веществ за-

вершает процесс их трансформации.

Скорость и характер гумификации зависят от ряда факторов,

среди которых Л. Н. Александрова называет количество и харак-

тер поступления растительных остатков, их химический состав,

режим влажности и аэрации, реакцию среды и окислительно-

восстановительные условия, интенсивность микробиологической

деятельности и групповой состав микроорганизмов, а также гра-

нулометрический, минералогический и химический состав мине-

ральной части почвы. Анализ этих факторов в их взаимодействии

позволил Л. Н. Александровой охарактеризовать основные типы

гумификации органических остатков в почве: фульаатный, гу-

матно-фульватный, фульватно-гуматный и гуматный.

Д.С.Орлов

(1977) ввел понятие глубины гумификации (Н),

характеризующее процесс гумификации в разных типах почв:

H = f (Q, I, t), где Q - общая масса ежегодно поступающих

в почву и подвергающихся гумификации растительных остатков;

I - интенсивность их трансформации, пропорциональная биохи-

мической активности почв; t - биологически активное время

(близкое к длительности вегетационного периода).

114

5.7. Органическое вещество почв специфической

природы

Гумусовые вещества как специфический продукт гумифика-

ции представляют собой гетерогенную полидисперсную систему

высокомолекулярных азотсодержащих ароматических соединений

кислотной природы. Они представлены гуминовыми кислотами,

фульвокислотами и негидролизуемым остатком или гумином.

Деление гумусовых веществ на эти группы было основано на

способе выделения их из почвы. Исследованиями И. В. Тюрина,

М. М. Кононовой, С. С. Драгунова, Л. Н. Александровой, Д. С. Ор-

лова и других были выявлены их специфические качества.

Гумусовые кислоты - особый класс соединений с переменным

составом. В пределах этой общей группы гуминовые кислоты

и фульвокислоты сохраняют общий принцип строения. Их высо-

комолекулярный характер обусловливает практическую незави-

симость основных физических и химических свойств от неболь-

шого изменения состава.

Гуминовые кислоты (ГК) хорошо растворяются в щелочных

растворах, слабо растворяются в воде и не растворяются в ки-

слотах. Из растворов ГК легко осаждаются водородом минераль-

ных кислот и двух- и трехвалентными катионами (Са²⁺ , Mg²⁺ ,

Fe³⁺, Al³⁺). Гуминовые кислоты, выделенные из почвы в виде

сухого препарата, имеют темно-коричневый или черный цвет,

среднюю плотность 1,6 г/см³.

Элементный состав гуминовых кислот в процентах по массе

составляет: С - 50-62; Н - 2,8-6,6; О -31-40; N - 2-6.

Содержание зольных элементов зависит от степени очистки пре-

парата. Содержание углерода в составе гуминовых кислот мак-

симально в черноземах, а от них уменьшается в сторону более

гумидных и более аридных почв. Если же выразить элементный

состав ГК в атомных процентах (табл. 19), что дает более пра-

вильное представление о роли отдельных элементов в построении

вещества, то стройного зонального ряда ГК не получается.

Углерод, выражаемый в процентах, подчеркивает дифференциа-

цию ГК на две большие группы. В первую группу (серых или

черных ГК) входят ГК с количеством углерода 40-42%. Во вто-

рую (бурых ГК) - кислоты с количеством углерода 37-38%. При

гумификации нарастает степень окисленности ГК.

Молекула ГК имеет сложное строение. Ядро молекулы состав-

ляет бензолполикарбоновые кислоты, ароматические и гетероцик-

лические кольца типа бензола, фурана, пиридина, индола и др.

Эти ароматические компоненты соединены непосредственно через

углерод

( - С - С - , - С = С - ) ити мостиками

(-О-,

— N-, -Н-, -СН₂-) в рыхлую сетку. Степень уплотненности

ароматических компонентов нарастает в процессе гумификации

и по мере зрелости ГК, что ведет к уменьшению их подвижности.

Периферию молекул ГК составляют цепи боковых радикалов,

115

как правило, неароматического строения, в состав которых вхо-

дят углеводные, аминокислотные и углеводородные компоненты.

Рыхлое «губчатое» строение молекул ГК, наличие множества пор

обусловливает их способность к набуханию и адсорбции. Инте-

ресно, что ядро этих молекул обладает гидрофобными свойства-

ми, а периферические цепочки - гидрофильными. Степень выра-

женности этих частей молекул обусловливает гидрофобность

или гидрофильность ГК.

Важной частью молекулы ГК являются функциональные

группы: карбоксильные, фенолгидроксильные, метоксильные, кар-

бонильные, амидные. Кислотные свойства, емкость поглощения,

способность образовывать органоминеральные соединения обу-

словлены наличием этих функциональных групп. Емкость погло-

щения ГК возрастает в условиях щелочной среды за счет ионов

водорода фенольных гидроксилов.

Вероятные схемы строения структурной ячейки ГК, которые

отражают современные представления о компонентах ГК, пред-

ложены И.Д.Комиссаровым (формула

1) и Д.С.Орловым

(формула 2):

116

Ароматические и гетероциклические компоненты ГК состав-

ляют 50-60%, углеводные компоненты - 25-30, функциональ-

ные группы - 10-25%.

Таблица

19. Средний элементный состав гуминовых кислот

(Д. С. Орлов, 1974; А. А. Гришина, 1982)

Проценты

Атомные

Степень

отношения

окисленности*.

Почвы

Н :С

С : N

Болотно-тундровые

36,9

47,3

2,1

15,5

1,3

-0,4

Подзолистые и дерново-

подзолистые

37,5

39,8

2,4

20,3

1,1

Серые лесные

38,1

40,3

2,4

19,2

1,0

Черноземы

42,5

35,2

2,4

19,9

0,8

+ 0,13

Луговые аллювиальные

44,6

34,2

2,3

18,9

0,8

+ 0,1

Каштановые

37,7

42,1

2,8

17,4

1,1

-0,2

Красноземы

42,1

33,4

2,7

21,8

0,5

+ 0,2

* Степень окисленности гумусовых кислот вычисляется по уравнению ω = (2Qo-

-Q

)/Q

где Qo, Q

И Q

- число молей кислорода, водорода и углерода соот-

ветственно.

Фульвокислоты (ФК) - группа гумусовых кислот, остающая-

ся в растворе после осаждения гуминовых кислот. Они так же,

как и ГК, представляют собой высокомолекулярные азотсодер-

жащие органические кислоты. От гуминовых кислот отличаются

светлой окраской, более низким содержанием углерода, раство-

римостью в кислотах, большей гидрофильностью и способностью

к кислотному гидролизу. Плотность фульвокислот по имеющимся

немногочисленным данным равна

1,43-1,61 г/см³. Эле-

ментный состав фульвокислот (в % по массе) составляет: С -

41-46, Н - 4-5, N - 3-4. Содержание кислорода зависит от

Таблица 20. Средний элементный состав фульвокислот

(Д. С. Орлов, 1974; Л. А. Гришина, 1982)

Атомные

проценты

соотношения

Степень

Почвы

окислен-

ности, ω

Н:С

С : N

Тундровые глеевые типич-

ные

33,8

39,1

24,9

2,2

1.2

15,0

+ 0,30

Болотно-тундровые

33,4

39,5

24,6

2,5

1,2

13,0

+ 0,30

Подзолистые и дерново-

подзолистые

33,4

39,3

25,3

2,0

1,18

16,6

+ 0,34

Серые лесные

31,9

40,9

25,3

1,9

1,28

17,0

+ 0,32

Черноземы, каштановые

30,9

40,6

26,3

2,2

1,31

14,3

+ 0,34

Луговые аллювиальные

31,9

41,2

24,4

2,5

1,27

12,8

+ 0,30

Красноземы

36,6

33,4

27,9

2,1

0,91

17,6

+ 0,65

117

количества углерода; его больше, чем в ГК. Фульвокислоты раз-

личных типов имеют большое сходство. Элементный состав фуль-

вакислот в процентах (табл. 20) показывает повышенное содер-

жание углерода в дерново-подзолистых, серых лесных почвах

и красноземах, пониженное - в черноземах, сероземах и ал-

лювиальных луговых почвах. В почвах с пониженным содержа-

нием углерода отмечены более узкое отношение C:N и большая

степень окисленности.

Состав фульвокислот меняется по профилю почв. В дерново-

подзолистых почвах в более глубокие горизонты мигрируют

менее обуглероженные и наименее окисленные фракции. В про-

филе чернозема и серозема элементый состав фульвокислот бо-

лее однороден.

Строение молекулы ФК имеет принципиально однотипную

природу с ГК. В их составе также найдены ароматические и гете-

роциклические кольца, аминокислотные, углеводные и углеводо-

родные компоненты. Но в отличие от ГК в молекуле ФК доми-

нируют алифатические структуры, аминокислотные и углеводные

компоненты. Выход бензолполикарбоновых кислот из ароматиче-

ского ядра ФК в 2 раза меньше, чем у ГК, а гидролизуемая часть

молекулы ФК значительно больше, чем у ГК. Это относится и

к азотсодержащим компонентам. Если у ГК их гидролизуется

40-60%, то у ФК - 70-75% (преимущественно аминокислот-

ные и пептидные группировки). В молекуле ФК аминокислотные

и аммонийные формы азота составляют до

70% всего азота.

Лучшая выраженность периферических структур в молекуле

ФК обусловливает большую их гидрофильность по сравнению

с ГК.

Фульвокислоты имеют те же функциональные группы, что и

ГК. Реактивную способность ФК обусловливают кислые функ-

циональные группы, карбоксильные и фенолгидроксильные, водо-

род которых может диссоциировать и участвовать в реакциях

обмена. Емкость поглощения ФК, обусловленная этими функ-

циональными группами, больше, чем ГК, и составляет

800-

1250 мг-экв/100 г ФК. В состав фульвокислот входят также

карбонильные, метоксильные, хинонные группы и спиртовые

гидроксилы.

Гумусовым кислотам свойственна гетерогенность и полидис-

персность. Как гуминовые кислоты, так и фульвокислоты любого

типа почв можно разделить на ряд фракций различной моле-

кулярной массы, элементного и компонентного состава, но сохра-

няющих принцип строения и функциональные группы гумусовых

кислот.

Наряду с ГК и ФК в групповом составе гумуса выделяют

негидролизуемый остаток, ранее называвшийся гумином. Совре-

менные исследования показали, что гумин представляет собой

совокупность гуминовых и фульвокислот, прочно связанных с

минеральной частью почвы, а также трудноразлагаемых компо-

нентов остатков растений: целлюлозы, лигнина, углистых частиц.

118

5.8. Органоминеральные соединения в почвах

Органические вещества активно взаимодействуют с минераль-

ной частью почвы. По характеру взаимодействия можно выде-

лить три группы органоминеральных соединений.

Первую группу составляют соли органических неспецифи-

ческих кислот (щавелевая, муравьиная, лимонная, уксусная

и др.) и гумусовых специфических кислот с катионами щелочных

и щелочно-земельных металлов. Механизм образования гуматов

заключается в обменной реакции между водородом кислых

функциональных групп гумусовых кислот, способных к обменным

реакциям в условиях данной реакции почв, и катионами. Обмен-

ная реакция протекает в эквивалентных количествах и обратима.

Емкость обменной сорбции гумусовыми кислотами зависит от

реакции среды и природы гумусовых кислот. По мере ослаб-

ления кислотности среды до рН

7 возрастает степень диссо-

циации карбоксильных групп, при дальнейшем подщелачива-

нии среды в реакцию обменного солеобразования вступают

фенольные гидроксилы. Гуминовые кислоты имеют емкость

обменной сорбции от 300 до 700 мг-экв/100 г ГК в кислом интер-

вале рН и до 1000 мг-экв/100 г ГК в щелочном. В образовании

гуматов принимают участие зольные элементы растений, осво-

бождающиеся при разложении, простые соли, находящиеся в

почвенном растворе, обменные катионы диффузного слоя почвен-

ных коллоидов и основания, входящие в состав кристалли-

ческих решеток первичных и вторичных минералов и способные

к обмену.

Вторую группу образуют комплексные соли, которые синте-

зируются при взаимодействии неспецифических органических

кислот и гумусовых кислот с поливалентными металлами (желе-

зом, алюминием, медью, цинком, никелем). Металл в комплекс-

ных солях входит в состав анионной части молекул и не способен

к обменным реакциям:

где M - F e ( O H )

⁺ , Fe( OH)²⁺ , Al(OH)

⁺, Al(OH)²⁺ .

Оставшиеся свободными карбоксильные и фенолгидроксиль-

ные группы способны к обменным реакциям с катионами щелоч-

ных и щелочно-земельных металлов:

где М

- Са²⁺ , Mg²⁺ , Na⁺ , К⁺ , А1³⁺ .

119

Полученные соединения называют комплексно-гетерополяр-

ными солями. Емкость связывания железа в комплексно-гетеро-

полярные соли гуминовых кислот колеблется от 50 до

150 мг/г

ГК, алюминия - от 27 до 55 мг/г ГК. Фульвокислоты имеют

большую емкость. Они связывают в комплекс до 250 мг Fe/r

ФК и до 140 мг Аl/r ФК.

Третью группу составляют адсорбционные органоминераль-

ные соединения: алюмо- и железогумусовые комплексы, глинис-

то-гумусовые комплексы.

Алюмо- и железогумусовые сорбционные комплексы. Гуму-

совые кислоты могут сорбироваться гелями полуторных оксидов,

образующими сгустки, пленки и конкреции в почвах. С другой

стороны, гели .гуминовых кислот могут адсорбировать на своей

поверхности золи полуторных оксидов. Золи полуторных оксидов

и золи гумусовых кислот могут выпадать в осадок, коагулиро-

вать в процессе взаимодействия. Гидратированные железогуму-

совые гели с невысоким содержанием железа пептизируются водой

при насыщении свободных функциональных групп ГК щелочными

катионами.

Глинисто-гумусовые комплексы. Минеральная часть почвы

имеет огромную суммарную поверхность, на которой протекают

многие адсорбционные процессы. Взаимодействие гумусовых

кислот или гуматов с обменными катионами Са²⁺ и Mg²⁺ гли-

нистых минералов носит обменный характер. Образующийся

вновь гумат не связан с кристаллической решеткой минералов, а

лишь выпадает в осадок на ее поверхности. Глинисто-гумусо-

вые комплексы образуются не через главные валентности, а в

процессе склеивания (адгезии) поверхностей при дегидратации

компонентов. Процесс склеивания осуществляется за счет меж-

молекулярных сил. В таком случае закрепление гумуса пропор-

ционально поверхности минеральных частиц. Оно максимально

на коллоидной фракции и для всех почв равно 3,5-5•10^-7 г/см².

Вопрос о проникновении гумусовых кислот в межслоевое прост-

ранство глинистых

минералов

остается дискуссионным:

Л. Н. Александрова отрицает такую возможность, Д. С. Орлов

указывает на возможность проникновения фульвокислот в меж-

плоскостное пространство монтмориллонита в условиях резко

кислой реакции (рН 2,5). При взаимодействии с минеральной

частью наиболее активно поглощаются низкомолекулярные

фракции, т. е. происходит их фракционирование.

Образование органоминеральных соединений может сопро-

вождаться их миграцией в почвенном профиле или аккумуля-

цией на месте образования. Гуматы щелочных металлов и

алюминия хорошо растворимы в воде и легко передвигаются в

почвенном профиле. Гуматы кальция плохо растворимы, гуматы

магния более подвижны и могут передвигаться по профилю в

форме гидратированного золя. Фульваты щелочных и щелочно-

земельных оснований хорошо растворимы в воде и могут легко

мигрировать по профилю. Гумусовые кислоты при взаимодейст-

120

вии с гидроксидами железа и алюминия способны частично

переводить их в раствор в форме комплексных золей. При

нисходящем токе влаги эти золи мигрируют по профилю и при

повышении концентрации кальция переходят в состояние геля,

выпадают в осадок. То же может происходить и при восходя-

щих капиллярных токах.

В зависимости от гидротермического режима, минералоги-

ческого состава почв прочность связи гумусовых кислот с мине-

ралами меняется. Процесс дегидратации, обогащенность почв

солями кальция и минералами группы монтмориллонита способ-

ствуют образованию устойчивых малоподвижных органомине-

ральных соединений. Повышенное увлажнение или обогащен-

ность почв солями щелочных металлов (особенно карбонатами

натрия) ведет к пептизации органоминеральных соединений и

повышает их мобильность в почвенном профиле.

5.9. Гумусное состояние почв

Гумусное состояние почв - совокупность морфологических

признаков, общих запасов, свойств органического вещества и

процессов его создания, трансформации и миграции в почвенном

профиле.

Система показателей, оценивающих гумусное состояние

почв, включая уровни содержания и запасов органического ве-

щества почв, его профильное распределение, обогащенность азо-

том, степень гумификации, типы гумусовых кислот и их особые

признаки, предложена Л. А. Гришиной и Д. С. Орловым (1977).

Гумусное состояние тундровых почв характеризуется слабой

степенью гумификации органического вещества, средними его

запасами в профиле, резко убывающим характером распреде-

ления его по профилю, гуматно-фульватным типом гумуса, очень

низкой оптической плотностью ГК, низким содержанием азота и

низкой активностью «дыхания» почв.

Гумусное состояние разных типов тундровых почв различает-

ся по наличию или отсутствию подстилки, по содержанию гумуса,

по содержанию различных фракций гумусовых кислот (табл. 21).

Гумусное состояние ненарушенных подзолистых лесных почв

характеризуется наличием мощной подстилки, отчетливой выра-

женностью трех подгоризонтов подстилки, очень низким содер-

жанием гумуса и его запасом, средней степенью гумификации

органического вещества, бимодальным распределением его по

профилю, средней обогащенностью азотом, фульватным и гумат-

но-фульватным типом гумуса, высоким содержанием свобод-

ных гумусовых кислот, низким содержанием фракций, связанных

с Са и прочносвязанных. Оптическая плотность гумусовых

кислот средняя, активность «дыхания» почв - средняя.

Дерново-подзолистые лесные почвы характеризуются нали-

чием среднемощной подстилки, низким содержанием гумуса и его

Таблица

21. Показатели гумусного состояния почв

Почвы

Признак

тундровые глее-

подзолистые

дерново-под-

окультуренные

черноземы

черноземно-

вые типичные

золистые

дерново-под-

типичные

луговые

золистые

Мощность подстилки, см

Мощная, 8

Мощная, 6

Среднемощ-

Нет

ная,

Масса подстилки, т•га^-1

Низкая,

6,5

Высокая,

Средняя,

Содержание гумуса,

Очень

высо-

Очень низкое,

Низкое,

3,2

Среднее,

5,8

Высокое,

8,6

Очень высокое,

кое, 18-20

0,5

10,6

Запасы органического веще-

Низкие,

Средние,

Высокие,

0-20 см

150

179

180

ства, т • га

, в слое -----

0-100 см

154

107

260

658

559

Профильное

распределение

Резко убывает

Бимодальное

Резко убывает

Переходное к

Постепенно

гумуса

постепенному

убывающее

Обогащенность азотом, С : N

Очень низкая,

Средняя,

20-30

Степень гумификации,

Средняя,

Высокая,

Очень

высо-

Очень высокая,

ГК

:С

ФК

•100

кая,

Тип гумуса,

Гуматно-фуль-

Фульватный,

Гуматно-фуль-

Фульватно-

ГК

:С

ФК

ватный,

гуматный,

Гуматный,

0,9

0,5

0,8

1,3

1,7

2,0

Содержание свободных ГК,

Очень низкое,

Очень

высо-

Очень

высо-

Среднее,

48.

Низкое,

Среднее,

% к сумме ГК

кое,

Содержание ГК, связанных с

Высокое,

Очень низкое,

Среднее,

Высокое,

Среднее,

Са, % к сумме ГК

Содержание негидролизуемого

Среднее,

Низкое,

То же

Низкое, 25

Низкое, 33

остатка,

% к С

общ

Оптическая плотность ГК,

Очень низкая,

Средняя,

0,06

Средняя,

0,07

Средняя,

0,06

Очень

высо-

Очень высокая,

0,04

кая,

0,27

0,26

«Дыхание» почв, кг•га^-1•ч^-1

Низкое, 2

Низкое, 5

Среднее,

Высокое,

Не

определя-

лось

запасом, средней степенью гумификации, резко убывающим

характером распределения органического вещества, средней

обогащенностью его азотом, гуматно-фульватным типом гумуса,

очень высоким содержанием свободных гумусовых кислот,

очень низким содержанием фракций, связанных с кальцием и

прочносвязанных с минеральной частью почвы. Оптическая

плотность гумусовых кислот средняя, интенсивность «дыхания»

почв - средняя.

При окультуривании подзолистых и дерново-подзолистых

почв содержанием гумуса в пахотном горизонте повышается от

низкого до среднего уровня, возрастают запасы гумуса, резко

убывающий характер профильного распределения органического

вещества сменяется более постепенным, обогащенность азотом

возрастает до среднего уровня, в составе гумусовых кислот уве-

личивается доля гуминовых кислот и тип гумуса становится

фульватно-гуматным. Уменьшается до среднего уровня содержа-

ние свободных гумусовых кислот, возрастает от очень низкого

до среднего уровня содержание гуминовых кислот, связанных с

кальцием. Оптическая плотность увеличивается. Интенсивность

дыхания также возрастает.

Гумусное состояние черноземов типичных пахотных характе-

ризуется высоким содержанием органического вещества и его

большим запасом, постепенно убывающим характером распреде-

ления его по профилю, средней обогащенностью азотом, очень

высокой степенью гумификации, фульватно-гуматным и гумат-

ным типами гумуса, низким содержанием свободных гуминовых

кислот, высоким содержанием кислот, связанных с Са, очень

низкими содержаниями прочносвязанных ГК. и негидролизуемого

остатка, очень высокой оптической плотностью и высоким уров-

нем «дыхания» почв.

Черноземно-луговые почвы имеют много общих черт в гумус-

ном состоянии с черноземами типичными. Их отличают меньшие

запасы гумуса в метровом слое, более резкое убывание гумуса

в нижней части профиля, немного меньшая степень гумифика-

ции, более высокий уровень содержания свободных гуминовых

кислот, более низкое содержание гуминовых кислот, связанных

с кальцием.

Мощность гумусных горизонтов в черноземных почвах сос-

тавляет не менее 1 -1,5 м, а в черноземах Украины и Кубани

достигает 2 м и больше. К югу и северу от черноземов содержа-

ние гумуса и мощность органопрофиля сокращаются. Коли-

чество гумуса в сероземах очень небольшое, распределение его

резко убывающее, мощность гумусовых горизонтов не превышает

30-40 см. Органическое вещество почв пустынь и полупустынь

характеризуется высокой степенью гумификации, высокой обога-

щенностью азотом и фульватно-гуматным типом гумуса.

Поскольку одним из основных показателей гумусного состоя-

ния почв служит содержание органического вещества в их

поверхностном горизонте, этот параметр особенно часто исполь-

123

зуется при оценке почвенного плодородия. По содержанию гуму-

са (общее содержание органического вещества в почве, %) все

почвы условно делятся на:

безгумусные

< 1

очень низкогумусные

I-2

низкогумусмые

2-4

среднегумусные

4-6

высокогумусные

6-10

очень высокогумусные (тучные)

10-15

перегнойные

15-30

торфяные

Приведенные градации гумусности почв условные. Для ряда

типов почв принимаются свои локальные градации, несколько

отличающиеся от приведенных, но границы 15% (ранее прини-

малось 12%) и 30% являются стандартными.

5.10. Экологическая роль гумуса

Развивая учение В. И. Вернадского о биосфере, В. А. Ковда

подчеркивает общепланетарную роль почв, в частности, как

аккумулятора органического вещества и связанной с ним энер-

гии, способствующих устойчивости биосферы. Он предложил

считать гумусовый слой почв планеты особой энергетической

оболочкой - гумосферой. Растительные остатки, поступая в поч-

ву, несут

~17-21 кДж энергии на

1 г сухого вещества. По

данным С. А. Алиева, 1 г гуминовой кислоты содержит от ~ 18 до

22кДж,

1 г фульвокислоты содержит ~ 19 кДж,

1 г липидов

~35,5 кДж. Почвы, содержащие среднее количество органи-

ческого врщества

(4-6%) и имеющие средние запасы гумуса

(200-400 т/га), накапливают на 1 га столько энергии, сколько

дают 20-30 т антрацита. Болгарскими учеными подсчитано, что

почти все природные энергетические ресурсы их страны сосре-

доточены в гумосфере.

Энергия органического вещества почв используется микро-

организмами и беспозвоночными животными для своей жизне-

деятельности, для фиксации азота, а также для многих

внутрипочвенных процессов преобразования почвенной массы,

для воспроизводства и поддержания почвенного плодородия.

Поддержание запасов органического вещества почвы означает

сохранение ее энергетического потенциала. Однако в последние

десятилетия было обнаружено, что экстенсивное ведение сельско-

го хозяйства без заботы о поддержании запасов гумуса в почве

привело к заметному их сокращению.

В почвах Великих равнин США за последние

30-40 лет

содержание гумуса и азота сократилось на

30%. Такое же

уменьшение количества гумуса обнаружено и в наших черно-

земах, где не применялось травосеяние и внесение органических

удобрений, при сравнении с данными, полученными В. В. Доку-

124

чаевым 100 лет тому назад. Вопрос стабилизации и увеличения

запасов гумуса в почвах - актуальный вопрос современного

земледелия. Важность этой задачи определена многосторонней

ролью органического вещества в устойчивости плодородия почв.

Физические свойства почв тесно связаны с процентным

содержанием и запасами органического вещества. По данным

И. В. Кузнецовой, повышение содержания гумуса в дерново-

подзолистых почвах от 2,5-3 до 5-6% приводит к увеличению

водопрочных агрегатов в пахотном слое до 50%, общей пороз-

ности до

55-60%, наименьшей влагоемкости до

43-44%,

диапазона активной влаги до 20-25%.

Почвы с высоким содержанием гумуса быстрее просыхают

весной и раньше пригодны к обработке, требуют меньше затрат

на механическую обработку. Эксплуатационные расходы на высо-

когумусных почвах сокращаются при возрастании производи-

тельности почвообрабатывающих агрегатов. Увеличение содер-

жания органического вещества ведет к снижению равновесной

плотности почв, что создает условия для минимализации обра-

боток при повышении их интенсивности.

Физико-химические свойства почв, такие, как емкость погло-

щения, буферность, находятся в тесной корреляции с содержа-

нием органического вещества: по данным А. М. Лыкова, коэффи-

циент корреляции между этими свойствами (r) составляет 0,64.

Органическое вещество является источником многих пита-

тельных компонентов и прежде всего азота: 50% азота растения

берут из почвенных запасов Одновременно оно служит основой

создания оптимальных условий для эффективного использования

высоких доз минеральных удобрений. По данным Т Н. Кула-

ковской

(1978), повышение гумусированности пахотных почв

БССР от

1 до

2,2% повысило эффективность минеральных

удобрений в

3 раза. Увеличение содержания гумуса с

1,5 до

4,5-5% повысило коэффициент использования фосфора более

чем в 10 раз (с 2,3 до 24-26%). Органическое вещество почв

снижает побочное отрицательное действие химических удобрений,

способствует закреплению их излишка и нейтрализации вредных

примесей

Органическое вещество почв содержит большое количество

физиологически активных веществ. Это подтверждено работами

А.В.Благовещенского и Л. А. Христевой (СССР), С. Прата

(ЧССР), П. Гуминского (ПНР), П. Декока (Шотландия), Р. Ша-

минада (Франция), В. Фляйга (ФРГ).

Биологическая активность почв находится в тесной прямой

корреляции с органическим веществом почвы. В более гумуси-

рованных почвах разнообразнее видовой состав микроорганиз-

мов и беспозвоночных животных и выше их численность. Фер-

ментативная активность почв также возрастает при нарастании

количества гумуса. Содержание органического вещества, особен-

но подвижной его части, определяет интенсивность поступления

СО

в приземный слой воздуха, что позволяет наращивать интен-

125

сивность фотосинтеза растений. Почвы с высокой биологической

активностью, как правило, способны производить более высокий

урожай нолевых культур.

Оптимизация гумусного состояния почв предполагает разра-

ботку таких приемов хозяйственной деятельности, которые могут

создать условия для получения высокого и устойчивого урожая

без деградации почвенного плодородия. С этих позиций органи-

ческое вещество почвы делят на мобильное, обеспечивающее

эффективное плодородие, высокий текущий урожай культур, их

отзывчивость на агромероприятия, и стабильное, обусловливаю-

щее устойчивость плодородия почв, урожаев и свойств почв в

многолетнем цикле. К первой группе относят свежий опад расте-

ний, растительные остатки, вещества индивидуальной природы,

легкоминерализующиеся части гумусовых веществ. Ко второй

группе - специфические гумусовые вещества.

Оптимальное гумусовое состояние почв определяется комп-

лексом показателей. Важнейшим являются следующие: содержа-

ние органического вещества, его запасы, обогащенность его

азотом (C:N), обогащенность кальцием, тип гумуса (С_ГК:С_ФК),

уровень варьирования этих показателей.

Гумусное состояние служит важным показателем плодородия

почв и их устойчивости как компонента биосферы. Отдельные

его параметры служат объектом мониторинга окружающей

среды.

Глава шестая

ВОДА В ПОЧВЕ

Роль воды в почве определяется ее особым двойственным

положением в природе: с одной стороны, вода - это особая

физико-химическая весьма активная система, обеспечивающая

многие физические и химические процессы в природе, с другой -

это мощная транспортная геохимическая система, обеспечиваю-

щая перемещение веществ в пространстве. Воде принадлежит

главенствующая роль в почвообразовании: процессы выветрива-

ния и новообразования минералов, гумусообразование и хими-

ческие реакции совершаются только в водной среде; формирова-

ние генетических горизонтов почвенного профиля, динамика

протекающих в почве процессов также связаны с водой. Вода

в почве выступает и как терморегулирующий фактор, определяя

в значительной степени тепловой баланс почвы и ее темпера-

турный режим. Исключительно велика ее роль в плодородии

почвы, в обеспечении условий жизни растений, поскольку почва

является главным, а во многих случаях и единственным источ-

ником воды для произрастающих на ней растений.

Состояние воды в почве, законы ее передвижения и доступ-

ность растениям, процессы водопотребления растениями, водно-

126

физические свойства почв и их водный режим явились предме-

том изучения многих исследователей, создавших учение о поч-

венной гидрологии и гидрофизике, среди которых особенно боль-

шой научный вклад внесли А. А. Измаильский

(1851-1914),

Г.Н.Высоцкий

(1865-1940).

А.Ф.Лебедев

(1882-1936),

А. Г. Дояренко

(1874-1958), С.И.Долгов

(1905-1977),

Н. А. Качинский (1894-1976), А. А. Роде (1897-1979).

6.1. Категории (формы) и состояния

почвенной воды

Вода в почвах неоднородна. Разные ее порции имеют

разные физические свойства (термодинамический потенциал,

теплоемкость, плотность, вязкость, удельный объем, химический

состав, подвижность молекул, осмотическое давление и т. д.).

обусловленные характером взаимного расположения и взаимо-

действия молекул воды между собой и с другими фазами поч-

вы - твердой, газовой, жидкой. Порции почвенной воды, обла-

дающие одинаковыми свойствами, получили название категорий

или форм почвенной воды.

В истории почвоведения было предложено много классифи-

каций категорий воды, содержащейся в почве. Наиболее сов-

ременной и полной является классификация, разработанная

А. А. Роде

(1965), которая приводится ниже. Согласно этой

классификации в почвах можно различать следующие пять кате-

горий (форм) почвенной воды.

Твердая вода - лед. Твердая вода в почве - это лед, являю-

щийся потенциальным источником жидкой и парообразной воды,

в которую он переходит в результате таяния и испарения. Появ-

ление воды в форме льда может иметь сезонный (сезонное

промерзание почвы) или многолетний

(«вечная» мерзлота)

характер. Поскольку почвенная вода - это всегда раствор,

температура замерзания воды в почве ниже 0°С.

Химически связанная вода (включает конституционную и

кристаллизационную). Первая из них представлена гидроксиль-

ной группой ОН химических соединений (гидроксиды железа,

алюминия, марганца; органические и органоминеральные сое-

динения; глинистые минералы); вторая - целыми водными моле-

кулами кристаллогидратов, преимущественно солей (полугид-

рат- CaSО

•¹/

O, гипс - CaSО

•2H

О, мирабилит -

Na₂SО₄•10H₂O). Конституционную и кристаллизационную воду

иногда объединяют общим понятием гидратной или кристалло-

гидратной воды.

Эта вода входит в состав твердой фазы почвы и не является

самостоятельным физическим телом, не передвигается и не

обладает свойствами растворителя.

Парообразная вода. Эта вода содержится в почвенном воз-

духе порового пространства в форме водяного пара. Одна и та

127

же почва может поглощать различное количество паров воды

из атмосферного воздуха, что зависит от упругости пара: чем

она больше, т. е. чем ближе припочвенный воздух к состоянию

насыщения водяным паром, тем больше количество парооб-

разно поглощенной воды в почве. Вообще говоря, почвенный

воздух практически всегда близок к насыщению парами воды, а

небольшое понижение температуры почвы приводит к его насы-

щению и конденсации пара, в результате чего парообразная

вода переходит в жидкую; при повышении температуры имеет

место обратный процесс. Парообразная вода в почве передви-

гается в ее поровом пространстве от участков с высокой упру-

гостью водяного пара к участкам с более низкой упругостью

(активное движение), а также вместе с током воздуха (пассив-

ное движение).

Физически связанная, или сорбированная, вода. К этой кате-

гории относится вода, сорбированная на поверхности почвенных

частиц, обладающих определенной поверхностной энергией за

счет сил притяжения, имеющих различную природу. При сопри-

косновении почвенных частиц с молекулами воды последние

притягиваются этими частицами, образуя вокруг них пленку.

Удержание молекул воды происходит в данном случае силами

сорбции.

Молекулы воды могут сорбироваться почвой как из парооб-

разного, так и из жидкого состояния. Благодаря тому, что

молекулы воды не являются энергетически нейтральными, а

Рис. 15. Ориентированные диполи воды вокруг гидратированной частицы

128

представляют собой диполи, т. е. ча-

стицы с двумя полюсами, несущими

заряды противоположного знака, они

обладают способностью притягиваться

не только поверхностью почвенных

частиц, но и вступать в связь друг с

другом, притягиваясь полюсами проти-

воположного знака. Все молекулы сор-

бированной воды находятся, таким

образом, в строго ориентированном

положении (рис. 15). При этом проч-

ность фиксации их наибольшая вблизи

поверхности почвенных частиц, по мере

удаления от них она постепенно убы-

вает. В зависимости от прочности

удержания воды сорбционными силами

физически связанную воду подразде-

ляют на прочносвязанную и рыхло-

связанную.

Прочносвязанная вода. Прочно-

Рис. 16. Зависимость сорб-

связанная вода - это вода, поглощен-

ции водяного пара поч-

ная почвой из парообразного состоя-

вой

от

относительной

влажности воздуха и раз-

ния. Свойство почвы сорбировать

мера частиц:

парообразную воду называют гигро-

1 - < 0,002 мм; 2 - 0,002-

скопичностью почв, а поглощенную

0,006 мм;

- 0,006-

таким образом воду - гигроскопиче-

0,002 мм;

4 - < 0,02 мм

ской (Г). Таким образом, прочно-

связанная вода - это вода гигроскопическая. Она удерживается

у поверхности почвенных частиц очень высоким давлением -

порядка ( 1÷2) • 10⁹ Па, образуя вокруг почвенных частиц тончай-

шие пленки. Высокая прочность удержания обусловливает

полную неподвижность гигроскопической воды. По физическим

свойствам прочносвязанная (гигроскопическая) вода прибли-

жается к твердым телам. Плотность ее достигает 1,5-1,8 г/см3,

она не замерзает, не растворяет электролиты, отличается повы-

шенной вязкостью и не доступна растениям.

Количество водяного пара, сорбируемого почвой, находится в

тесной зависимости от относительной влажности воздуха, с кото-

рым соприкасается почва (рис. 16). Чем она больше, тем большее

количество воды сорбируется почвой. При низкой относительной

влажности воздуха (порядка

20-40%) имеет место сорбция

воды непосредственно почвенными частицами с образованием

моно - бимолекулярного слоя. Дальнейшее увеличение относи-

тельной влажности воздуха обусловливает возрастание тол-

щины водной пленки. Предельное количество воды, которое

может быть поглощено почвой из парообразного состояния при

относительной влажности воздуха, близкой к

100%

(94-98%),

называют максимальной гигроскопической водой (МГ). При

влажности почвы, равной МГ, толщина пленки из молекул воды

129

5-817

достигает 3-4 слоев. На гигроскопичность почв и МГ оказывают

существенное влияние свойства твердой фазы почв, и в первую

очередь те из них, с которыми связана удельная поверхность

почвенных частиц (гранулометрический и минералогический

состав почв, степень их гумусированности). Чем выше в почве

содержание илистой и особенно коллоидной фракции, тем выше

будет гигроскопичность почв и МГ. Ниже приведена максималь-

ная гигроскопичность различных фракций покровных глин

(по П Ф.Мельникову, 1949):

Размер частиц, мм

МГ, %

0,01-0,005

0,4

0,005-0,004

1,1

0,004-0,003

1,5

0,003-0,002

1,9

0,002-0,001

5,1

0,001-0,0005

25,4

Гумус также увеличивает гигроскопичность почвы. Поэтому поч-

вы с более высоким содержанием гумуса при одном и том же гра-

нулометрическом составе всегда характеризуются большим

значением МГ В почвах минеральных максимальная гигро-

скопичность колеблется от 0,5-1% в слабогумусированных пес-

ках и супесях до

15-16% в сильногумусированных суглинках

и глинах, а в торфах может достигать 30-50% (табл. 22).

Рыхлосвязанная (пленочная) вода. Сорбционные силы по-

верхности почвенных частиц не насыщаются полностью даже в

том случае, если влажность почвы достигнет МГ. Почва не мо-

жет поглощать парообразную воду сверх МГ, но жидкую воду

может сорбировать и в большем количестве. Вода, удерживаемая

в почве сорбционными силами сверх МГ, - это вода рыхлосвя-

занная, или пленочная. Сила, с которой она удерживается в

почве, измеряется значительно меньшим давлением (по сравне-

нию с водой прочносвязанной)-порядка

(14÷10)•10⁵ Па.

Рыхлосвязанная вода также представлена пленкой, образо-

вавшейся вокруг почвенной частицы, но пленкой полимолекуляр-

ной. Толщина ее может достигать нескольких десятков и даже

сотен диаметров молекул воды. По физическому состоянию рых-

лосвязанная вода очень неоднородна, что обусловлено различ-

ной прочностью связи молекул различных слоев. Поэтому можно

сказать, что она находится в вязкожидкой форме, т. е. занимает

промежуточное положение между водой прочносвязанной и сво-

бодной Рыхлосвязанная (пленочная) вода в отличие от прочно-

связанной может передвигаться в жидкой форме от почвенных

частиц с более толстыми водяными пленками к частицам, у кото-

рых она тоньше (рис. 17), т. е. передвижение этой воды возмож-

но при наличии некоторого градиента влажности и происходит

оно очень медленно, со скоростью несколько десятков сантиметров

в год Содержание пленочной воды в почве определяется теми

же свойствами почв, что и содержание максимальной гигроско-

130

Таблица

22. Максимальная гигроскопичность различных почв,

(по А. В. Процерову,

1953)

Глубина, см

Почва

0-10

10-20

20-30

30-40

40-50

50-60

60-70

70-80

80-90

90-100

Дерново-подзолистая супесчаная Архангель-

1,1

1,2

0,8

ской области

Дерново-подзолистая суглинистая Архангель-

4,0

3,3

2,7

2,6

2,1

1,6

4,7

ской области

Дерново-подзолистая суглинистая Коми АССР

3,9

4,0

5,1

6,2

Торфяная низинная Мурманской области

39,0

32,0

36,0

Торфяная верховая Мурманской области

53,0

38,0

37,0

Чернозем тяжелосуглинистый Татарской АССР

16,0

15,4

10,7

3,1

4,2

6,3

Чернозем глинистый Пензенской области

11,3

12,9

13,3

12,3

11,7

11,4

11,7

12,1

11,8

12,6

Чернозем суглинистый Саратовской области

12,8

12,7

11,9

11,7

11,6

11,3

10,8

10,4

9,8

пической. В среднем для большинства почв оно

составляет 7-15%, иногда в глинистых почвах

достигает

30-35 и падает в песчаных до

3-5%.

Свободная вода. Вода, которая содержит-

Рис.

17. Передви-

ся в почве сверх рыхлосвязанной, находится

жение пленочной

уже вне области действия сил притяжения со

(рыхлосвязанной)

стороны почвенных частиц (сорбционных)

воды (по А Ф Ле-

и является свободной. Отличительным призна-

бедеву)

ком этой категории воды является отсутствие

ориентировки молекул воды около почвенных

частиц. В почвах свободная вода присутствует в капиллярной

и гравитационной формах.

Капиллярная вода. Она удерживается в почве в порах малого

диаметра - капиллярах, под действием капиллярных или, как их

еще называют, менисковых сил. Возникновение этих сил обуслов-

лено следующими явлениями. Поверхностный слой жидкости по

своим свойствам отличается от ее внутренних слоев. Если на

каждую молекулу воды внутри жидкости равномерно действуют

силы притяжения и отталкивания со стороны окружающих моле-

кул, то молекулы, находящиеся в поверхностном слое жидкости,

испытывают одностороннее, направленное вниз притяжение толь-

ко со стороны молекул, лежащих ниже поверхности раздела

вода - воздух. Силы, действующие вне жидкости, относительно

малы и ими можно пренебречь. Таким образом, поверхностные

молекулы жидкости находятся под действием сил, стремящихся

втянуть их внутрь жидкости. По этой причине поверхность любой

жидкости стремится к сокращению. Наличие у поверхностных мо-

лекул жидкости, ненасыщенных, неиспользованных сил сцепления

является источником избыточной поверхностной энергии, которая

также стремится к уменьшению. Это влечет за собой образование

на поверхности жидкости как бы пленки, которая обладает

поверхностным натяжением,

или поверхностным давлением

(давлением Лапласа), которое представляет собой разницу меж-

ду атмосферным давлением и давлением жидкости.

Значение поверхностного натяжения зависит от формы по-

верхности жидкости и радиуса капилляра. Поверхностное дав-

ление, развивающееся иод плоской поверхностью жидкости,

называется нормальным. Для воды оно равно

1,07 • 10⁹ Па. Дав-

ление уменьшается, если поверхность жидкости вогнутая, и уве-

личивается, в случае поверхности выпуклой.

Согласно уравнению Лапласа, когда давление жидкости

меньше атмосферного и поверхность имеет вид вогнутого менис-

ка, поверхностное давление (Р

) будет меньше нормального (Р

)

и равно:

Р₁= P₀

-α(1/R₁+1/R₂),

(15)

где α- поверхностное натяжение, равное для воды 75,6•10^-3 Н/

/м при 0°С; R

и R

- радиусы кривизны поверхности жидкости.

П2

В противоположном случае, т. е. при давлении жидкости

больше атмосферного и выпуклой поверхности жидкости,

Р₁= P₀+ α(1/R₁+ 1/R₂) .

(16)

Как видно из приведенных формул, поверхностное давление

жидкости зависит от радиуса искривленной поверхности жидкос-

ти. Чем он меньше, т. е. чем уже почвенные капилляры, тем дав-

ление больше. В капиллярах с вогнутым мениском как бы возни-

кает вакуум, который и поднимает за пленкой столбик воды в

капилляре.

Вода обладает свойством хорошо смачивать твердые тела.

Поэтому при соприкосновении воды с почвенными частицами в

порах-капиллярах образуются мениски тем большей кривизны,

чем меньше диаметр пор. Явление смачивания обусловливает

образование в почвах только вогнутых менисков.

В почвах менисковые (капиллярные) силы начинают прояв-

ляться в порах с диаметром менее 8 мм, но особенно велика их

сила в порах с диаметром от 100 до 3 мкм. В порах крупнее 8 мм

капиллярные свойства не выражены, так как сплошной вогнутый

мениск здесь не образуется; большая часть поверхности остается

плоской, искривление ее наблюдается только у стенок. Поры же

мельче 3 мкм заполнены в основном связанной водой, и мениски

здесь также не образуются.

Система пор, имеющихся в почвах, представляет собой слож-

ную мозаику капилляров самого разного сочетания и размеров,

в которых образуются мениски различной кривизны. В результа-

те этого в почвах существует разность давлений не только под

мениском и плоской поверхностью пленки натяжения, но и между

поверхностью менисков разной кривизны. Разность поверхност-

ных давлений называют отрицательным капиллярным давлением.

Рис

18. Схема развития отрица-

Рис

19. Схема распределения ка-

тельного давления под вогнутыми

пиллярно-подпертой (А) и капил-

менисками в капиллярах

(по

лярно-подвешенной (Б) воды в поч-

В А. Ковде, 1973)

ве (по В. А. Ковде,

1973)

133

С появлением этого давления связывают способность почв удер-

живать определенное количество влаги в почве и подъем воды в

капиллярных порах (рис. 18).

Капиллярная вода по физическому состоянию жидкая. Она

высокоподвижна, способна обеспечить восполнение запасов воды

в поверхностном горизонте почвы при интенсивном потреблении

ее растениями или при испарении, свободно растворяет вещества

и перемещает растворимые соли, коллоиды, тонкие суспензии.

Все мероприятия, направленные на сохранение воды в почве

или пополнение ее запасов (при орошении), связаны с созданием

в почве запасов именно капиллярной воды с уменьшением ее

расхода на физическое испарение.

Капиллярная вода подразделяется на несколько видов:

капиллярно-подвешенную, капиллярно-подпертую, капиллярно-

посаженную.

Капиллярно-подвешенная вода заполняет капиллярные поры

при увлажнении почв сверху (после дождя или полива). При

этом под промоченным слоем всегда имеется сухой слой, т. е.

гидростатическая связь увлажненного горизонта с постоянным

или временным горизонтом подпочвенных вод отсутствует. Вода,

находящаяся в промоченном слое, как бы «висит», не стекая,

в почвенной толще над сухим слоем. Поэтому она и получила

название подвешенной.

В природных условиях в распределении капиллярно-подве-

шенной воды по профилю почв всегда наблюдается постепенное

уменьшение влажности с глубиной (рис. 19).

Подвешенная вода удерживается в почвах достаточно прочно,

но до определенного предела, обусловленного разностью давле-

ний, создаваемой в менисках верхней и нижней поверхностей

водного слоя. Если этот предел разницы давлений превышен,

начинается стекание воды. Капиллярно-подвешенная вода может

передвигаться как в нисходящем направлении, так и вверх, в

направлении испаряющейся поверхности. При активном восхо-

дящем движении воды в почвах близ поверхности происходит

накопление веществ, содержащихся в растворенном виде в поч-

венном растворе. Засоление почв в поверхностных горизонтах

обязано во многом данному явлению. Происходит это в том слу-

чае, если в почвах в пределах промачиваемого с поверхности

Т а б л и ц а 23. Распределение капиллярно-подвешенной воды в однородных

по гранулометрическому составу грунтах

(С. В. Астапов, 1958)

Влажность

(%) на различной глубине (см)

Грунт

0 - 10

10-20

20-30

40-50

50-60

60-70

70-80

80-90

Тяжелый суглинок

Средний суглинок

Супесь

134

слоя имеется горизонт скопления легкораство-

римых солей или если полив почв осуществ-

ляется минерализованными водами.

В суглинистых почвах количество капилляр-

но-подвешенной воды и глубина промачивания

почвы за счет этой формы воды могут достигать

значительных величин (табл. 23). В песчаных

Рис.20. Водная ман-

почвах эти показатели значительно ниже.

жета (стыковая во-

Капиллярно-подвешенная вода в почвах

да) между шарооб-

разными частицами

сохраняется длительное время, являясь до-

ступной для растений. Поэтому эта форма

воды с экологической точки зрения представляет особую

ценность. Скорость передвижения капиллярно-подвешенной воды

к поверхности и, следовательно, скорость ее испарения, т. е. по-

тери воды из почвы, определяются главным образом структур-

ностью почв. В структурных почвах этот процесс идет медленнее

и вода дольше сохраняется в почве.

Одной из разновидностей капиллярно-подвешенной воды,

встречающейся главным образом в песчаных почвах, является

вода стыковая капиллярно-подвешенная (рис. 20). Возникновение

ее в почвах легкого механического состава обязано тому, что в

этих почвах преобладают поры, размер которых превышает раз-

мер капилляров. В данном случае вода присутствует в почвах

в виде разобщенных скоплений в местах соприкосновения - сты-

ка - твердых частиц в форме двояковогнутых линз («манжеты»),

удерживаемых капиллярными силами.

Капиллярно-подпертая вода образуется в почвах при подъеме

воды снизу от горизонта грунтовых вод по капиллярам на неко-

торую высоту, т. е. это вода, которая содержится в слое почвы

непосредственно над водоносным горизонтом и гидравлически

с ним связана, подпираемая водами этого горизонта.

Капиллярно-подпертая вода встречается в почвенно-грунто-

вой толще любого гранулометрического состава. Слой почвы

или грунта, содержащий капиллярно-подпертую воду непосред-

ственно над водоносным горизонтом, называют капиллярной

каймой. В почвах тяжелого механического состава она обычно

больше (от 2 до 6 м), чем в почвах песчаных (40-60 см). Содер-

жание воды в кайме уменьшается снизу вверх. Изменение влаж-

ности в песчаных почвах при этом происходит более резко.

Мощность капиллярной каймы при равновесном состоянии воды

в ней характеризует водоподъемную способность почвы.

Капиллярно-посаженная вода (подперто-подвешенная) об-

разуется в слоистой почвенно-грунтовой толще, в мелкозернистом

слое при подстилании его слоем более крупнозернистым, над

границей смены этих слоев. В слоистой толще из-за изменения

размеров капилляров на поверхности раздела тонко- и грубодис-

персных горизонтов возникают дополнительные нижние мениски,

что способствует удержанию некоторого количества капиллярной

воды, которая как бы «посажена» на эти мениски.

135

Поэтому в слоистой толще распределение капиллярной воды

имеет свои особенности. Так, на контакте слоев различного

гранулометрического состава наблюдается повышение влажнос-

ти, в то время как в однородных почвогрунтах влажность равно-

мерно убывает либо вниз по профилю (при капиллярно-подве-

шенной воде), либо вверх по профилю (при капиллярно-подпер-

той воде). Влажность слоистой почвенно-грунтовой толщи при

прочих равных условиях всегда выше влажности толщи одно-

родной.

Гравитационная вода. Основным признаком свободной грави-

тационной воды является передвижение ее под действием силы

тяжести, т. е. она находится вне влияния сорбционных и капил-

лярных сил почвы. Для нее характерны жидкое состояние,

высокая растворяющая способность и возможность переносить

в растворенном состоянии соли, коллоидные растворы, тонкие

суспензии. Гравитационную воду делят на просачивающуюся

гравитационную и воду водоносных горизонтов (подпертая гра-

витационная вода).

Просачивающаяся гравитационная вода передвигается по по-

рам и трещинам почвы сверху вниз. Появление ее связано с

накоплением в почве воды, превышающей удерживающую силу

менисков в капиллярах.

Вода водоносных горизонтов - это грунтовые, почвенно-грун-

товые и почвенные воды (почвенная верховодка), насыщающие

почвенно-грунтовую толщу до состояния, когда все поры и про-

межутки в почве заполнены водой (за исключением пор с защем-

ленным воздухом). Эти воды могут быть либо застойными, либо,

при наличии разности гидравлических напоров, стекающими в

направлении уклона водоупорного горизонта. Удерживаются они

в почве и грунте вследствие малой водопроницаемости подсти-

лающих грунтов.

Присутствие значительных количеств свободной гравитацион-

ной воды в почве - явление неблагоприятное, свидетельству-

ющее о временном или постоянном избыточном увлажнении, что

способствует созданию в почвах анаэробной обстановки и разви-

тию глеевого процесса. Осушительные мелиорации направлены,

как правило, на уменьшение запасов свободной гравитационной

воды в почвах.

Разграничивая содержащуюся в почве воду на отдельные

категории или формы в зависимости от ее фазового состояния

и природы сил, удерживающих ее в почве (сорбционные, капил-

лярные, сила тяжести), необходимо оговориться, что любое

разделение воды является условным, так как вода в почве прак-

тически находится одновременно под действием нескольких сил

с преобладающим влиянием силы какого-либо одного вида, и,

говоря о действии на воду сил той или иной природы, имеют в

виду их преобладающее влияние.

136

6.2. Водоудерживающая способность и влагоемкость

почвы

Водными (водно-физическими, гидрофизическими) свойства-

ми называют совокупность свойств почвы, которые определяют

поведение почвенной воды в ее толще. Наиболее важными вод-

ными свойствами являются: водоудерживающая способность

почвы, ее влагоемкость, водоподъемная способность, потенциал

почвенной влаги, водопроницаемость. Водоудерживающая спо-

собность - способность почвы удерживать содержащуюся в ней

воду от стекания под влиянием силы тяжести. Количественной

характеристикой водоудерживающей способности почвы являет-

ся ее влагоемкость.

Влагоемкость почвы - способность поглощать и удерживать

определенное количество воды. В зависимости от сил, удержи-

вающих воду в почве, и условий ее удержания выделяют сле-

дующие виды влагоемкости, которые соответствуют определен-

ным формам воды: максимальную адсорбционную, максимальную

молекулярную, капиллярную, наименьшую или полевую и полную.

Максимальная адсорбционная влагоемкость (МАВ) - наи-

большее количество воды, которое может быть удержано сорб-

ционными силами на поверхности почвенных частиц. Соответ-

ствует прочносвязанной (адсорбированной) воде, содержащейся

в почве.

Максимальная молекулярная влагоемкость (ММВ) (по

А. Ф. Лебедеву) - характеризует верхний предел содержания в

почвах рыхлосвязанной (пленочной) воды, т. е. воды, удержи-

ваемой силами молекулярного притяжения на поверхности поч-

венных частиц. ММВ определяется в основном гранулометриче-

ским составом почв. В глинистых почвах она может достигать

25-30%, в песчаных - не превышает 5-7%. Увеличение запа-

сов воды в почве сверх максимальной молекулярной влагоем-

кости сопровождается появлением подвижной капиллярной или

даже гравитационной воды.

Максимальная молекулярная влагоемкость является важной

почвенно-гидрологической характеристикой. Сопоставление фак-

тической влажности почвы с максимальной молекулярной влаго-

емкостью дает возможность установить присутствие в почве

запаса доступной для растений воды (в случае превышения

фактической влажности над ММВ) или отсутствие таковой

(при примерном совпадении этих величин), поскольку при влаж-

ности, соответствующей ММВ, запасы доступной растениям воды

в почве настолько малы, что они не могут удовлетворить потреб-

ность растений в ней.

Капиллярная влагоемкость (KB) - наибольшее количество

капиллярно-подпертой воды, которое может удерживаться в слое

почвы, находящемся в пределах капиллярной каймы. Опреде-

ляется она в основном скважностью почв и грунтов. Кроме того,

она зависит и от того, на каком расстоянии слой насыщенной

1.17

влаги находится от зеркала грунтовых вод. Чем больше это

расстояние, тем меньше КВ. При близком залегании грунтовых

вод (1,5-2,0 м), когда капиллярная кайма смачивает толщу до

поверхности, капиллярная влагоемкость наибольшая (для 1,5 м

слоя среднесуглинистых почв 30-40%). KB не постоянна, так

как находится в зависимости от уровня грунтовых вод.

Наименьшая влагоемкость (НВ) - наибольшее количество

капиллярно-подвешенной влаги, которое может удержать почва

после стекания избытка влаги при глубоком залегании грунтовых

вод. Термину наименьшая влагоемкость соответствуют термины

полевая влагоемкость (ПВ), общая влагоемкость (ОВ) и пре-

дельная полевая влагоемкость (ППВ). Последний термин осо-

бенно широко используется в агрономической практике и в мели-

орации; термин полевая влагоемкость широко распространен в

иностранной литературе, особенно американской.

Наименьшая влагоемкость зависит главным образом от гра-

нулометрического состава почв, от их оструктуренности и плот-

ности (сложения). В почвах тяжелых по гранулометрическому

составу, хорошо оструктуренных НВ почвы составляет

30-35,

в почвах песчаных она не превышает 10-15%.

Наименьшая влагоемкость почв является очень важной гид-

рологической характеристикой почвы. С ней связано понятие о

дефиците влаги в почве, по НВ рассчитываются поливные нормы.

Дефицит влаги в почве представляет собой величину, равную

разности между наименьшей влагоемкостью и фактической

влажностью почвы.

Оптимальной влажностью считается влажность почвы, со-

ставляющая 70-100% наименьшей влагоемкости.

Полная влагоемкость (ПВ) - наибольшее количество влаги,

которое может содержаться в почве при условии заполнения

ею всех пор, за исключением пор с защемленным воздухом,

которые составляют, как правило, не более

5-8% от общей

порозности. Следовательно, ПВ почвы численно соответствует

порозности (скважности) почвы.

При влажности, равной ПВ, в почве содержатся максимально

возможные количества всех видов воды: связанной (прочно и

рыхло) и свободной (капиллярной и гравитационной). Можно

сказать, что ПВ характеризует водовместимость почв. Поэтому

эту величину называют также полной водовместимостью. Зависит

она, как и наименьшая влагоемкость, не только от гранулометри-

ческого состава, но и от структурности и порозности почв. Пол-

ная влагоемкость колеблется в пределах 40-50%, в отдельных

случаях она может возрасти до

80 или опуститься до

30%.

Состояние полного насыщения водой характерно для горизонтов

грунтовых вод.

6.3. Почвенно-гидрологические константы

Несмотря на то что разделение почвенной воды на категории

(формы) условно и ни одна из них не обладает абсолютной

138

Влага

значимостью, можно выделить опре-

в неподвижном

деленные интервалы влажности, в

состоянии

пределах которых какая-то часть

влаги обладает одинаковыми свой

ствами и степенью доступности ее

для растений

Граничные значения влажности,

при которых количественные изме-

нения в подвижности воды пере-

ходят в качественные отличия,

называют почвенно-гидрологически-

ми константами (рис 21) Основны-

ми почвенно-гидрологическими кон-

стантами являются максимальная

гигроскопичность, влажность завя-

дания, влажность разрыва капил-

ляров, наименьшая влагоемкость,

полная влагоемкость

Почвенно-

гидрологические константы широко

используются в агрономической и

мелиоративной практике, характе-

ризуя запасы воды в почве и обеспе

ченность растений влагой

Максимальная гигроскопичность

(МГ) - характеризует предельно

возможное количество парообразной

воды, которое почва может погло

тить из воздуха, почти насыщенного

водяным паром

Характеристика

этого вида воды была дана выше

Максимальная

гигроскопичность

почв является важной почвенно-ги-

дрологической характеристикой, ве-

Рис

21 Категории почвен-

личиной, достаточно постоянной

ной воды и почвенно гидро-

логические константы (по

Вода, находящаяся в почве в

А. А. Роде

1965)

состоянии максимальной гигроско-

пичности, не доступна растениям

Это «мертвый запас влаги» По максимальной гигроскопичности

приближенно рассчитывают коэффициент завядания растений -

нижнюю границу физиологически доступной для растений воды

Влажность устойчивого завядания, или влажность завяданич

(ВЗ), - влажность, при которой растения проявляют признаки

устойчивого завядания, т е такого завядания, когда его призна-

ки не исчезают даже после помещения растения в благоприятные

условия Численно ВЗ равна примерно 1,5 максимальной гигро

скопичности Эту величину называют также коэффициентом

завядания

Содержание воды в почве, соответствующее влажности завя

дания, является нижним пределом доступной для растений влаги

139

Влажность завядания определяется как свойствами почв, так

и характером растений. В глинистых почвах она всегда выше,

чем в песчаных. Заметно возрастает она и в почвах засоленных

и содержащих большое количество органических веществ, осо-

бенно неразложившихся, растительных остатков (торфянистые

горизонты почв). Так, в глинах ВЗ составляет 20-30%, в су-

глинках- 10-12, в песках- 1-3, у торфов - до

60-80%.

Засухоустойчивые растения завядают при меньшей влажности,

чем влаголюбивые.

Влажность разрыва капилляров (ВРК). Капиллярно-подве-

шенная вода при испарении передвигается в жидкой форме к

испаряющей поверхности в пределах всей промоченной толщи по

капиллярам, сплошь заполненным водой. Но при определенном

снижении влажности, характерном для каждой почвы, восходя-

щее передвижение этой воды прекращается или резко заторма-

живается. Потеря способности к такому передвижению объясня-

ется тем, что в почве при испарении исчезает сплошность запол-

нения капилляров водой, т. е в ней не остается систем пор,

сплошь заполненных влагой и пронизывающих промоченную

часть почвенной толщи. Эту критическую величину влажности

М. М. Абрамова назвала влажностью разрыва капиллярной свя-

зи (ВРК).

1аким образом, влажность разрыва капилляров - это влаж-

ность, при которой подвижность капиллярной воды в процессе

снижения влажности резко уменьшается. Вода, однако, остается

в мельчайших порах, в углах стыка частиц (мениски стыковой

влаги). Эта влага неподвижна, но физиологически доступна

корешкам растений.

ВРК называют также критической влажностью, так как при

влажности ниже ВРК рост растений замедляется и их продуктив-

ность снижается. В почвах и грунтах эта величина варьирует

довольно сильно, составляя в среднем около 50-60% от на-

именьшей влагоемкости почв. На содержание воды, соответству-

ющей ВРК, помимо гранулометрического состава почв, суще-

ственное влияние оказывает их структурное состояние В бес-

структурных почвах запасы воды расходуются на испарение

значительно быстрее, чем в почвах с агрономически ценной

структурой. Поэтому в них влажность будет быстрее достигать

ВРК, т. е. обеспеченность влагой растений снижаться будет

быстрее.

Почвенно-гидрологические константы, как и влагоемкость

почв, выражаются в процентах от массы или объема почв

6.4. Водопроницаемость почв

Водопроницаемость почв - способность почв и грунтов впи-

тывать и пропускать через себя воду, поступающую с поверх-

ности. В процессе поступления воды в почву и дальнейшего пе-

редвижения ее можно выделить 2 этапа:

1) поглощение воды

140

почвой и прохождение ее от

слоя к слою в ненасыщенной

водой почве,

2) фильтрацию

воды сквозь толщу насыщен-

ной водой почвы При этом

первый этап представляет со-

бой впитывание почвы и харак-

теризуется

коэффициентом

впитывания Второй этан - это

собственно фильтрация Ин

тенсивность прохождения воды

в почвенно-грунтовой толще

Рис

22 Изменение водопроницаемое

насыщенной водой, характери

ти почвы во времени

зуется коэффициентом филь-

1 - чернозем обыкновенный, 2 - дерново

трации (рис 22)

подзолистая почва, 3 - солонец

В природных условиях четко

выделить отдельные этапы водопроницаемости практически не-

возможно Значительно чаще при этом идет впитывание воды

почвой, фильтрация же имеет место только в случае выпадения

большого количества осадков, при орошении большими нормами

и при снеготаянии Границей между впитыванием почв и филь-

трацией считают момент установления постоянной скорости

фильтрации

Водопроницаемость почв находится в тесной зависимости от

их гранулометрического состава и химических свойств почв, их

структурного состояния, плотности, порозности, влажности и

длительности увлажнения В почвах тяжелого гранулометриче-

ского состава она всегда (при прочих равных условиях) меньше,

чем в легких Сильно снижает водопроницаемость почв присут-

ствие набухающих коллоидов, особенно насыщенных Na⁺ или

Mg²⁺, поскольку при увлажнении такие почвы быстро набухают

и становятся практически водонепроницаемыми Почвы острукту-

ренные, рыхлые характеризуются большими коэффициентами

впитывания и фильтрации

Водопроницаемость почв измеряется объемом воды, который

проходит через единицу площади поперечного сечения в единицу

времени Величина эта очень динамичная и сильно варьирует

как по профилю почв, так и пространственно Оценить водопро-

ницаемость почв тяжелого механического состава можно по

шкале, предложенной Н А Качинским (1970).

Водопроницаемость (в Па) в 1-й час

Оценка

впитывания при напоре 5 см и темпе-

ратуре воды

10°С

Свыше

1000

Провальная

1000-500

Излишне высокая

500-100,

выровненная

по

всей

площади

Наилучшая

100-70

Хорошая

70-30

Удовлетворительная

<30

Неудовлетворительная

141

В ненасыщенных водой почвах для количественной характе-

ристики водопроницаемости почв пользуются коэффициентом

водопроводимости, или влагопроводности. Он определяется как

коэффициент пропорциональности между скоростью потока воды

и градиентом сил, вызывающих передвижение воды (давление,

гидравлический напор и т. п.). Коэффициент влагопроводности

зависит от влажности почв: увеличивается с увеличением ее

влажности и достигает максимума во влагонасыщенной почве.

В этом случае его и называют коэффициентом фильтрации.

Можно сказать, что коэффициент влагопроводности аналогичен

коэффициенту фильтрации, но применяется он для ненасыщен-

ных водой почв.

6.5. Водоподъемная способность почв

Водоподъемная способность почв - свойство почвы вызывать

восходящее передвижение содержащейся в ней воды за счет

капиллярных сил.

Высота подъема воды в почвах и скорость ее передвижения

определяются в основном гранулометрическим и структурным

составом почв, их порозностью. Чем почвы тяжелее и менее

структурны, тем больше потенциальная высота подъема воды,

а скорость подъема ее меньше (рис. 23). Ниже приведена водо-

подъемная способность грунтов и почв в зависимости от грануло-

метрического состава (В. А. Ковда, 1973):

Гранулометрический

Водо-

Гранулометрический

Водо-

состав

подъем-

состав

подъем-

ная спо-

собность,

Крупный песок

0,5

Суглинок средний . . .

2,5-3,0

Средний песок

0,5-0,8

Суглинок тяжелый .

3,0-3,5

Глина тяжелая

4,0-6,0

Супесь

1,0-1,5

1,5-2,0

Лессы

4,0-5,0

Пылеватая супесь .

В почвах опесчаненных высота

капиллярного подъема снижается,

но скорость движения воды велика.

Однако это общее правило, харак-

теризующее водоподъемную способ-

ность капилляров, выведенное из

формул Дж. Жюрена и Ж. Л. М. Пу-

азейля, в глинистых бесструктурных

почвах и грунтах нарушается. Со-

гласно названным формулам в одно-

Рис.

23. Общая схема высо-

т ы и скорости к а п и л л я р н о г о

родных грунтах не исключается

поднятия воды в почвах (по

подъем на значительно большую

В . А. Ковде,

1973):

высоту, чем это наблюдается в

1 - глины,

2 - лессы,

3 - су-

природе, - на

75 и более метров.

глинки,

4 - супеси и пески

142

Так, в почвах при утяжелении

их гранулометрического состава во-

доподъемная сила будет сначала

Капиллярна

расти до определенного предела,

вода

а затем она начнет уменьшаться.

Пленочная

Объясняется это тем, что капил-

вода

лярная вода передвигается не во

всем объеме пор, а лишь в дей-

ствующем их просвете (рис.

24).

В любых порах по мере уменьше-

ния их радиуса капиллярные силы

сначала будут расти в связи с уве-

личивающейся кривизной менисков,

но в дальнейшем начнут падать.

При малом размере пор

(1 мкм и

Рис. 24. Капиллярные трубки

менее) весь их внутренний просвет

(по А. А. Роде и В Н Смир-

нову,

1972):

(или большая его часть) заполнен

а - со свободной водой; б -

связанной пленочной водой и актив-

полностью заполненная связан-

ные действующие поры либо совсем

ной водой

исчезают, либо просвет их становит-

ся настолько мал, что всасывающая сила мениска компенсирует-

ся силами трения движущейся капиллярной воды о стенки

пленок жидкости, сорбированной почвой, и передвижение капил-

лярной воды, а следовательно, и капиллярного подъема происхо-

дить не может. Вода в таких порах может передвигаться только

как пленочная, т. е. очень медленно. На скорость подъема воды

оказывает влияние также степень минерализации грунтовых вод.

Высокоминерализованные воды характеризуются меньшей высо-

той и скоростью подъема. Однако близкое к поверхности залега-

ние минерализованных грунтовых вод

(1 -1,5 м) создает опас-

ность быстрого засоления почв.

6.6. Поведение и состояние воды в почве

Поведение воды в почве, ее физическое состояние, передви-

жение в профиле по вертикали и горизонтали, ее доступность

растениям, вообще говоря, подчиняются очень сложным законо-

мерностям статистического (вероятностного) характера и могут

быть описаны в терминах различных методологических подхо-

дов: водобалансового - изменения водозапасов почвы и прихо-

дорасходных статей водного баланса; гидродинамического -

скорости и плотности водных потоков в почве; термодинами-

ческого - изменения термодинамических потенциалов почвенной

воды.

Первый из указанных подходов наиболее широко использу-

ется в почвоведении и является традиционным в почвенных

исследованиях, будучи основанным на периодических измерениях

почвенной влажности; второй больше всего принят в почвенно-

143

мелиоративных работах, когда инженеры имеют дело с потоками

подаваемой в почву или отводимой из почвы воды. Термодина-

мический подход интенсивно разрабатывается в последнее время

и сейчас рассматривается как наиболее перспективный и

теоретически обоснованный, поскольку он не только позволяет опи-

сывать состояние и поведение воды в почве в данный момент вре-

мени в наиболее обобщенном виде на базе фундаментальной фи-

зической теории, рассматривая весь водообмен природных эко-

систем в единых терминах, но и допускает количественный

прогноз водообменных процессов, что особенно важно для суж-

дений о водообеспеченности и водопотреблении растений. На

основе этого подхода возможно автоматизированное управление

водным режимом почв в условиях искусственного увлажнения

(орошения) или осушения (дренажа). В разработку этого под-

хода особенно большой вклад внесли такие ученые, как Л. А. Ри-

чардс, В Р. Гарднер, Т. Дж. Маршалл, С. А. Тейлор, Р. Слейчер,

И. И. Судницын, А. М. Глобус, Э. Чайлдс, Ж-И. Парланг,

А. Д. Воронин.

Существо термодинамического подхода сводится к использо-

ванию понятий полного и частных термодинамических потенциа-

лов почвенной воды, поддающихся инструментальному измере-

нию, т. е. количественной энергетической оценке сил взаимо-

действия между водой и вмещающей ее твердой фазой почвы.

6.7. Потенциал почвенной воды

Поскольку вода в почве находится под одновременным слож-

ным воздействием нескольких силовых полей - адсорбционных,

капиллярных, осмотических, гравитационных, - для характерис-

тики их суммарного действия и оценки энергетического состояния

воды в почве введено понятие термодинамического, или полного,

потенциала почвенной воды.

Полный потенциал почвенной воды (ψ_t)

- это количество

работы, Дж•кг^-1 , которую необходимо затратить, чтобы перенес-

ти единицу свободной чистой воды обратимо и изотермически

из стандартного состояния S₀ в то состояние S_n, в котором она

находится в рассматриваемой точке почвы. Иными словами, эта

величина выражает способность воды в почве производить боль-

шую или меньшую работу по сравнению с чистой свободной

водой. За стандартное состояние S

при этом принимается ре-

зервуар с чистой (без солей, т. е. с осмотическим давлением

П = 0) свободной (т. е. не подверженной влиянию адсорбцион-

ных и капиллярных сил) водой при температуре Т

, высоте h

и давлении P

. Потенциал почвенной воды - величина отрица-

тельная, поскольку необходима работа (положительного знака)

по его преодолению. Вместо понятия «потенциал» в почвоведе-

нии принято использовать понятие «давление почвенной воды»,

которое измеряется в паскалях [Па=кг/с²•м].

144

Полный, или термодинамический, потенциал почвенной воды

равен сумме частных потенциалов, связанных с разными сило-

выми полями:

ψ_t =φ_а +φ_k+φ_o+φ_g=φ_p+φ_o+φ_g=g₀S^z dz+ V_H2O [₀S^pdP+₀S^πdP] ,

где φ

- адсорбционный потенциал; φ

-капиллярный потен-

циал; φ

- осмотический потенциал; φ

- гравитационный по-

тенциал; φ

-потенциал тензометрического давления; z-вер-

тикальное расстояние; g - сила гравитации на единицу массы

воды; V

- парциальный удельный объем воды в почвенном

H2O

растворе; Р - давление воды; π - осмотическое давление.

Адсорбционный потенциал почвенной воды (φ_а ), или адсорб-

ционное давление (расклинивающее давление, по Б. В. Деря-

гину), возникает в процессе взаимодействия молекул воды с

поверхностью твердой фазы почвы, в результате которого вода

сорбируется твердыми почвенными частицами в виде тонкой

пленки. Возникающий при этом потенциал прямо пропорциона-

лен работе десорбции воды (dA

) и обратно пропорционален

поверхности твердой фазы (S) и толщине адсорбированного слоя

(dh):

-φ_а=dA_a/Sdh

= dA_a/dV.

(18)

Капиллярный потенциал почвенной воды (φ_k ). или ее ка-

пиллярное давление, возникает на поверхности раздела между

твердой, жидкой и газовой фазами почвы в тонких капиллярах;

он пропорционален работе по «отсасыванию» капиллярной воды

(dA

) и обратно пропорционален изменению ее объема (dV):

-φ_k=dA_k/dV.

(19)

Осмотический потенциал почвенной воды (φ₀), или ее осмоти-

ческое давление, возникающий вследствие наличия в воде раст-

воренных веществ, пропорционален работе (dA

) по удалению

воды из раствора (например, через полупроницаемую мембрану,

при помощи электродиализа) и обратно пропорционален изме-

нению ее объема (dV):

-φ₀=dA₀/dV.

(20)

Гравитационный потенциал почвенной воды (φ_g ), или грави-

тационное давление, возникающий в почве под влиянием сил

земного тяготения, пропорционален работе вертикального пере-

мещения воды (dA

) и опять-таки обратно пропорционален

изменению объема воды (dV):

-φ_g=dA_g/dV.

(21)

Все перечисленные потенциалы могут быть оценены теми или

иными методами, разработанными в физике почв, однако их не-

посредственное измерение встречает существенные трудности.

С целью преодоления экспериментальных трудностей введено

понятие о потенциале тензиометрического давления (φ

), который

145

можно непосредственно измерять с помощью тензиометров или

иным методом (криоскопическим, психрометрическим, гигроско-

пическим) .

Потенциал тензиометрического давления (φ_р ), или потенциал

давления почвенной воды, возникающий в результате совмест-

ного действия силовых полей в почве на заключенную в ней во-

ду, не считая гравитационное и осмотическое поля, зависит от

геометрии жидкой фазы (кривизны менисковых поверхностей),

давления в газовой фазе, геометрии твердой фазы (ее удельной

поверхности) или матрицы, содержания воды в почве. Этот

потенциал можно выразить в единицах экспериментально изме-

ренного тензиометрического давления жидкой фазы почвы (Р)

согласно уравнению

-φ_р=₀S^pV_H2OdP.

(22)

Потенциал тензометрического давления является суммарной

величиной и включает в себя два потенциала: пневматический

и капиллярно-сорбционный (φ_р = φ^aр + φ^mр).

Пневматический потенциал почвенной воды (φ^aр) - это при-

ращение потенциала давления (φ_р) в результате избытка дав-

ления (ΔР

) в газовой фазе относительно стандартного газового

давления Р

Капиллярно-сорбционный потенциал почвенной воды (φ^mр),

или матричный потенциал (связанный с геометрией почвенной

матрицы),-потенциал давления (φ

) в почвенном образце при

данной влажности W и данном механическом давлении ограничи-

вающей его поверхности (Р

) при стандартном газовом давлении

, т. е. при ΔР

= 0. Для набухающих почв капиллярно-сорб-

ционный потенциал включает в себя потенциал давления огра-

ничивающей поверхности (φ^eр) - приращение потенциала давле-

ния (φ_р) в результате механического давления поверхности на

почвенный образец - и потенциал влажности (φ_р) - потенциал

давления (φ_р) в почвенном образце с данной влажностью W при

Р_е = 0 и Р₀ = 0.

Потенциал или давление почвенной воды в сильной степени

зависит от водосодержания почвы, причем каждая почва в за-

висимости от своего гранулометрического, минералогического и

химического состава и сложения имеет свою собственную ха-

рактеристическую кривую зависимости давления почвенной воды

от влажности почвы, которая получила название кривой водо-

удерживания. Кривая водоудерживания φ = f(W) считается ос-

новной гидрофизической характеристикой почвы (рис. 25). Часто

эту кривую берут в форме h = f(Θ) или pF = f(Θ), где h - со-

сущая сила почвы (см. ниже); рF - десятичный логарифм h;

Θ - объемная влажность почвы.

Чем меньше воды в почве, тем сильнее она удерживается

твердой фазой, тем ниже ее потенциал (больше абсолютное

146

значение отрицательного

р,•10⁴Па

давления воды). Кривые

водоудерживания показы-

вают очень быстрый рост

водного потенциала от

крайне низких отрицатель-

ных значений давления

вплоть до нуля в пол-

ностью насыщенной водой

почве.

Наименьший полный

потенциал почвенной вла-

ги (наибольшее абсолют-

ное значение отрицатель-

ного давления порядка

(2 ÷ 5)•10⁸ Па) отмечает-

ся для монобимолекуляр-

ных слоев адсорбирован-

Рис.

25. Зависимость давления почвен-

ной воды (прочно связан-

ной воды (Р) от влажности почвы (W)

ная вода, «нерастворяю-

(Зайдельман,

1983):

щий объем» - часть гиг-

1-горизонт

Ар неоглеенной;

2-глееватой;

3-глеевой дерново-подзолистых почв;

роскопической воды). При

горизонт В1 неоглеенной;

- глееватой;

давлении почвенной воды

7-глеевой почв

ниже - 2• 10⁷ Па, соглас-

но И. И. Судницыну, вода

в почве практически полностью пред-

ставлена двойным электрическим слоем мономолекулярной, био-

молекулярной толщины, описываемым теорией Гельмгольца, а

количество адсорбированной воды определяется удельной по-

верхностью почвенных частиц при весьма слабой роли обменных

катионов.

В диапазоне полного давления почвенной влаги от - 4•10⁶÷

÷(-10⁵)

до

-20•10⁷ Па весьма резко проявляется влияние

обменных катионов на его зависимость от влажности почвы.

При этом поведение системы описывается уравнением Больцма-

на для концентрации катионов в растворе на различных рас-

стояниях от отрицательно заряженной поверхности твердой фа-

зы в зависимости от влажности. В этих условиях почвенная

вода является вместилищем диффузного слоя обменных ка-

тионов.

При давлениях выше - 2•10⁶(-10⁶) Па кривые водоудержи-

вания начинают выполаживаться, отклоняются в сторону боль-

шей влажности. По мнению И. И. Судницына, это вызвано тем,

что при этих значениях полного давления вода уже находится

за пределами диффузного слоя обменных катионов в электро-

нейтральном «свободном» объеме почвенного раствора, давление

которого в основном определяется суммой осмотического и ка-

пиллярного потенциалов.

При дальнейшем росте влажности почвы все большую роль

играет капиллярный потенциал (φ

). И. И. Судницын рас-

147

считал по формуле Жюрена следующую зависимость капилляр-

ного давления воды от диаметра капилляров:

диаметр пор, мкм . .

0,03

0,06

0,15

0,30

0,60

3,0

давление, Па

10⁷

-5•10⁶

-2•10⁶

- 10⁶

-5•10⁵

- 10⁵

Приведенные расчеты показывают, что с увеличением диа-

метра почвенных пор находящаяся в них вода теряет капилляр-

ное давление и все больше испытывает воздействие гравита-

ционных сил.

Таким образом, относительный вклад частных термодинами-

ческих потенциалов почвенной воды в ее полный потенциал су-

щественно меняется с изменением влажности почвы: чем суше

почва, тем больше роль адсорбционных и осмотических сил;

чем она влажнее, тем больше относительная роль капиллярных

и затем гравитационных явлений и тем меньше значение давле-

ния, показанного тензиометром.

Кривые водоудерживания почв обычно имеют четко выражен-

ную гистерезисную петлю, т. е. имеют несколько различную

форму при иссушении и увлажнении одной и той же почвы, что

может быть, в частности, связано с различием в последователь-

ности заполнения пор разного размера водой при увлажнении

почвы и их освобождения от воды при иссушении: заполняются

вначале мелкие поры, а освобождаются от воды первыми круп-

ные.

Невыровненность потенциалов почвенной воды в разных точ-

ках является непосредственной причиной движения воды в поч-

вах: вода перемещается в сторону наиболее низкого потенциала,

в общем случае из более влажных участков в более сухие.

Однако вследствие наличия сопротивления среды движению воды

движущей силой перемещения почвенной воды служит не раз-

ность потенциалов (давлений) воды между двумя точками ΔР,

а градиент ΔР/Δl вдоль направления движения, что было уста-

новлено еще в середине прошлого века в известном законе Дарси

для плотности установившегося водного потока в пористой

среде.

Существует определенная связь почвенно-гидрологических

констант с давлением почвенной воды. Например, наименьшей

влагоемкости почвы соответствует давление от

-10⁴ до

-3×

×10⁴ Па, а влажности завядания от -6•105 до -2,5•106 Па.

С изменениями давления почвенной воды в зависимости от влаж-

ности меняется и коэффициент влагопроводности почв К в урав-

нении потока воды в почве (i=

- КΔР/Аl); при изменении

влажности почвы от наименьшей влагоемкости до влажности

завядания К уменьшается на два порядка (сухая почва обладает

худшей влагопроводностью, чем влажная).

Установлены эмпирические зависимости водопотребления рас-

тений от давления воды в почве, но они весьма сложные и под-

вержены воздействию множества самых разнообразных факто-

ров, действующих в системе почва - растение - атмосфера. Од-

148

нако моделирование процессов водопотребления с использова-

нием термодинамической концепции поведения воды в почве

представляется весьма перспективным и может быть использова-

но для управления водным режимом почв.

6.8. Сосущая сила почвы

В почве, насыщенной влагой и не содержащей солей, давление

почвенной влаги равно нулю. При снижении влажности почвы

оно приобретает все большие по абсолютной величине отрица-

тельные значения. По мере иссушения у почвы появляется спо-

собность при соприкосновении с водой поглощать ее. Такая

способность почв получила название сосущей силы почвы.

Впервые она была установлена В. Г. Корневым (1924). Величина,

характеризующая эту силу, получила название всасывающего

давления почвы. Всасывающее давление (сосущая сила) почвы

численно равно давлению почвенной воды, но выражается поло-

жительной величиной.

Всасывающее давление почвы измеряется при любых влажно-

стях, начиная от полного насыщения почвы и кончая почти

сухой почвой, специальными приборами. Чаще всего для этой

цели используют тензиометры и капилляриметры. Выражается

всасывающее давление, как и давление почвенной воды, в Паска-

лях, атмосферах, сантиметрах водного столба или в барах

(1 П а = 1 0^-5 бар =

9,87•10^-6 атм =

7,5•10^-3 мм рт. ст. =

=0,102 мм вод. ст.).

Всасывающее давление сухой почвы приближается к 107 см

вод. ст., или

10⁹ Па. Оперировать с величинами такого

порядка неудобно и Р. К. Скофилд (1935) предложил выражать

всасывающее давление почвы не числом сантиметров водного

столба, а десятитысячным логарифмом этого числа pF. Тогда

у почвы, почти полностью насыщенной пресной влагой, при дав-

лении, равном 10³ Па, pF = 1, давлению в 10⁵ Па будет соответ-

ствовать pF=3, а в сухой ночве, когда давление приближается

к 10⁹ Па, pF приближается к своему верхнему пределу, равному 7.

Скофилд показал, что между значениями влажности, подвижно-

сти и доступности почвенной влаги для растений и всасывающим

давлением существует довольно тесная зависимость (табл.

24).

Позже неоднократно предпринимались попытки связать формы

воды в почве, почвенно-гидрологические константы и другие водно-

физические характеристики с pF (С. И. Долгов, 1948; А. Конке,

1968; Л. А. Ричардс, Л. Р. Уивер, 1944; А. Д. Воронин, В. Г. Витя-

зев, 1976, и др.).

В настоящее время считают, что определенным водно-физиче-

ским характеристикам и формам воды соответствуют следующие

значения pF: максимальная гигроскопическая вода -4,5; влаж-

ность завядания - 4,2; наименьшая влагоемкость для почв:

тяжелого механического состава - 2,7-3,0; среднесуглини-

стых - 2,5; песчаных - 2,0; вода прочносвязанная - 5,0-7,0;

149

Таблица 24. Зависимость между всасывающим давлением и доступностью

влаги

Форма влаги

Всасывающее

Значение для растений

давление pF

Свободная (гравитационная)

Доступна

Капиллярная

< 3

Пленочная (рыхлосвязанная)

3-4

Доступность понижена

Прочносвязанная

4,1-4,2

Устойчивое завядание

Гигроскопическая

4,6-7,0

Недоступна

Сухая почва

7,0

вода капиллярная связанная - 3,5-5,0; свободная- 1,75-

3,50; вода гравитационная- 1,75.

Оценка физического состояния почвенной воды по потенциалу

или по всасывающему давлению является более правильной,

нежели по абсолютному содержанию воды. Обусловлено это тем,

что по значениям pF можно произвести объективную сравнитель-

ную качественную оценку состояния воды в почве с различными

физико-механическими и водно-физическими свойствами. Почвы,

обладающие одинаковыми pF, можно считать эквивалентно влаж-

ными, т. е. близкими по содержанию воды той или иной категории

физиологической доступности, хотя абсолютное содержание воды

в почве при этом может быть различным (табл. 25).

Таблица 25. Водно-физические свойства почв и отвечающие им значения pF

(по А. А. Роде,

1965)

Наименьшая влаго-

Влажность завя-

емкость

дания

Почвы

влажность, %

Легкий пылеватый покровный сугли-

нок

18,9

2,41

4,2

4,30

Лессовидный суглинок

21,2

2,69

7,4

4,19

Тучный глинистый чернозем, гор.

22 см

40,7

2,60

23,8

4,33

Темно-каштановая

31,0

2,65

12,6

4,10

6.9. Доступность почвенной воды для растений

Доступность различных форм почвенной воды растениям явля-

ется исключительно важной характеристикой, определяющей в

значительной степени плодородие почв. Растения в процессе

жизни потребляют очень большое количество воды, расходуя глав-

ную ее массу на транспирацию и лишь небольшую долю на

создание биомассы.

Расход воды из почвы растениями характеризуется двумя пока-

зателями: во-первых, транспирационным коэффициентом - отно-

150

шением количества воды, израсходованной растением, к общему

приросту сухого вещества за определенный промежуток времени;

во-вторых, относительной транспирацией - отношением факти-

ческой транспирации при данной водообеспеченности к потен-

циальной транспирации при свободном доступе воды. Для боль-

шинства культурных растений транспирационный коэффициент

(при потенциальной, т. е. обеспеченной свободным доступом воды

транспирации) колеблется в пределах 400-600, достигая иногда

1000; т. е. на создание 1 т сухого органического вещества био-

массы расходуется 400-600 т и более воды из почвы (при усло-

вии наличия доступной воды в почве)

Доступность почвенной воды растениям определяется в основ-

ном двумя гидрофизическими характеристиками почвы: потенциа-

лом (давлением) почвенной воды и способностью почвы проводить

поток воды, т. е. коэффициентом влагопроводности. Интенсивность

потока влаги к корням растений (а это и есть количественное

выражение доступности воды) будет тем больше, чем больше

разность потенциалов воды в корне и почве и чем выше коэффици-

ент влагопроводности.

По отношению к доступности растениям почвенная вода может

быть подразделена на следующие категории (по А. А. Роде).

1. Недоступная для растений. Это вся прочиосвязанная вода,

составляющая в почве так называемый мертвый запас воды.

Недоступность этой воды объясняется тем, что всасывающая сила

корней намного меньше сил, которые удерживают эту воду на

поверхности почвенных частиц, иначе говоря, всасывающего

давления почвенной воды. Мертвый запас воды в почвах

соответствует приблизительно максимальной адсорбционной

влагоемкости или немного превышает ее.

2. Весьма труднодоступная для растений. Эта категория

представлена в основном рыхлосвязанной (пленочной) водой.

Трудная доступность ее обусловлена низкой подвижностью этой

воды (низким коэффициентом влагопроводности), в силу чего

вода не успевает подтекать к точкам ее потребления, т. е. к корне-

вым волоскам. Количество весьма труднодоступной воды в

почвах характеризуется диапазоном влажности от максимальной

адсорбционной влагоемкости до влажности завядания. Содержа-

ние воды в почве, соответствующее влажности завядания, являет-

ся нижним пределом продуктивной влаги.

2. Труднодоступная вода лежит в пределах между влажностью

завядания и влажностью разрыва капилляров. В этом интервале

влажности растения могут существовать, но продуктивность

их снижается. Уменьшение доступности воды отражается в первую

очередь не на внешнем состоянии растений (завядание), а на

снижении их продуктивности.

4. Среднедоступная вода отвечает диапазону влажности от

влажности разрыва капилляров до наименьшей влагоемкости.

В этом интервале вода обладает значительной подвижностью,

и растения поэтому могут бесперебойно снабжаться ею. Продук-

151

тивность растений с переходом влажности от ВРК и приближении

ее к НВ резко возрастает. Разность между наименьшей влагоем-

костью и влажностью завядания - это диапазон физиологи-

чески активной воды в почве.

5. Легкодоступная, переходящая в избыточную вода отвечает

диапазону влажности от наименьшей влагоемкости до полной

влагоемкости. Заполнение водой большей части пор затрудняет

поступление в почву воздуха и может быть причиной затруднен-

ного дыхания и изменения окислительно-восстановительных усло-

вий в сторону преимущественного развития восстановительных

процессов и создания в почве анаэробной обстановки. Поэтому

воду, содержащуюся в почве (за исключением песчаных почв)

сверх значения наименьшей влагоемкости, следует считать избы-

точной.

Глава седьмая

ПОЧВЕННЫЙ РАСТВОР

Почвенный раствор можно определить как жидкую фазу

почв, включающую почвенную воду, содержащую растворенные

соли органоминеральные и органические соединения, газы и

тончайшие коллоидные золи. В. И. Вернадский считал почвенные

растворы одной из важнейших категорий природных вод,

«основным субстратом жизни», «основным элементом механизма

биосферы». К.. К. Гедройц, А. Г. Дояренко, А. А. Шмук, С. А. Заха-

ров, А. А. Роде, П. А. Крюков, Н. А. Комарова, Е. И. Шилова

внесли существенный вклад в разработку методов выделения

и особенно в изучение состава и динамики почвенных растворов.

Наиболее существенным источником почвенных растворов

являются атмосферные осадки. Грунтовые воды также могут

участвовать в их формировании. В зависимости от типа водного

режима почвы участие грунтовых вод может быть систематическим

(выпотной или застойный водный режим) и периодическим (перио-

дически выпотной водный режим). При орошении дополнительным

резервом влаги для почвенных растворов становятся поливные

воды.

Атмосферные осадки, поверхностные воды, росы, грунтовые

воды, попадая в почву и переходя в категорию жидкой ее фазы,

изменяют свой состав при взаимодействии с твердой и газообраз-

ной фазами почвы, с корневыми системами растений и живыми

организмами, населяющими почву. Образующийся почвенный

раствор в свою очередь играет огромную роль в динамике почв,

питании растений и микроорганизмов, принимает активное участие

в процессах преобразования минеральных и органических соедине-

ний в почвах, в их передвижении по профилю.

Содержание влаги в почвах, а следовательно, и количество

почвенного раствора могут колебаться в очень широких пределах,

от десятков процентов (вода занимает практически всю порозность

152

почвы) до единиц или долей процентов, когда в почве находится

лишь адсорбированная вода. Физически прочносвязанная вода

(гигроскопичcекая и отчасти максимальная гигроскопическая)

представляет собой так называемый нерастворяющий объем поч-

венной воды, поэтому она не входит в состав почвенного раствора

как такового. Не успевают стать специфически почвенным раство-

ром и гравитационные воды, быстро просачивающиеся через

почвенные горизонты по крупным трещинам и ходам корней. Таким

образом, почвенный раствор включает все формы капиллярной,

рыхло- и относительно прочносвязанной воды почвы.

7.1. Методы выделения почвенных растворов

Для выделения и изучения почвенных растворов в зависимости от

условий и задач исследования применяются различные методы.

I группа методов: выделение и изучение почвенного раствора

при помощи водных вытяжек, т. е. извлечение раствора добав-

лением к почве воды в количестве, значительно превышающем

навеску почвы (наиболее часто применяемое соотношение почва:

вода =

1:5). Составы почвенных растворов и водных вытяжек

весьма сильно различаются между собой, как это показал

В. А. Ковда

(1946,

1947). Поэтому в настоящее время водные вы-

тяжки используются в основном для характеристики содержа-

ния в почвах легкорастворимых солей и иногда для определе-

ния ряда легко доступных растениям питательных элементов.

II группа методов: выделение раствора из почвы в сравнитель-

но неизменном виде. Для выделения почвенного раствора из

образца почвы, предварительно отобранного из почвенного профи-

ля, необходимо преодолеть силу взаимодействия твердой и жид-

кой фаз почвы. Поэтому все методы основываются на примене-

нии внешней силы: 1) давление, создаваемое прессом; 2) давление

сжатого газа; 3) центробежная сила; 4) вытесняющая способность

различных жидкостей. Практически в современных почвенных

Рис. 26. Схема устройства лизиметров конструкции Е. И. Шиловой

153

исследованиях наиболее часто применяются первый и послед-

ний методы, т. е. отпрессовывание раствора или вытеснение заме-

щающей жидкостью.

III группа методов: так называемые лизиметрические методы,

действующие по принципу замещения и вытеснения почвенных

растворов талыми и дождевыми водами. Для количественного

учета и изучения состава просачивающихся сквозь почву раство-

ров применяют лизиметры различного устройства: лизиметры-кон-

тейнеры с бетонированными стенками и дном, лизиметры-моноли-

ты, лизиметры-воронки, плоские лизиметры закрытого типа, в наи-

меньшей степени нарушающие естественное залегание почвы,

лизиметрические хроматографические колонки. Большой вклад в

изучение жидкой фазы почв с применением лизиметров внесли

исследования советских ученых В. В. Геммерлинга, И. Н. Скрын-

никовой, В. В. Пономаренко, Е. И. Шиловой, И. С. Кауричева.

На рис. 26 представлен образец врезанного в почву и изолирован-

ного от сообщения с наружным воздухом лизиметрического

устройства, предложенного Е.И.Шиловой

(1955). Этот тип ли-

зиметра наиболее широко используется в практике почвенных

исследований.

IV группа методов: непосредственные исследования водной

фазы почв в почве естественного залегания (измерения in situ)

в полевых условиях. Первые опыты с применением электродов,

погружаемых в почву, для определения влажности и электропро-

водимости почв (учет запаса солей) были проведены еще в конце

XIX в. Долгое время в почвах определяли лишь активность ионов

водорода и окислительно-восстановительный потенциал. В послед-

ние годы развитие потенциометрических и, в частности, иономет-

рических методов позволяет более широко проводить эти исследо-

вания, определять широкий набор ионов (Са²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺,

NО^-3, Cl^- и др.), измеряя их активность в почве.

7.2. Химический состав почвенных растворов

Формирование состава почвенных растворов - сложный про-

цесс, который обусловливается и регулируется как абиотическими,

так и биотическими факторами и компонентами почвы и экосис-

темы в целом. Состав почвенных растворов зависит от количества

и качества атмосферных осадков, от состава твердой фазы почвы,

от количества и качественного состава живого и мертвого расти-

тельного материала в надземных и подземных ярусах биогеоцено-

за, от жизнедеятельности мезофауны и микроорганизмов. Состав

почвенных растворов постоянно находится под влиянием жизне-

деятельности высших растений - изъятие из него корнями оп-

ределенных ионов и соединений и, наоборот, поступление веществ

с корневыми выделениями.

Минеральные, органические и органоминеральные вещества,

входящие в состав жидкой фазы почв, могут иметь форму истинно

154

растворенных или коллоидно-растворимых соединений. Коллоид-

но-растворимые вещества представлены золями кремнекислоты

и полутораоксидов железа и алюминия, органическими и органо-

минеральными соединениями. По данным К. К. Гедройца, коллои-

ды составляют от 1/10 до 1/4 от общего количества веществ, на-

ходящихся в почвенном растворе.

К важнейшим катионам почвенного раствора относятся

Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺, К⁺, NH⁺⁴, Н⁺, Al³⁺, Fe³⁺, Fe²⁺. Среди ани-

онов преобладают HCO^-3, CO^2-3, NO^-3, NO^-2, Cl^-, SO^2-4, Н₂РО^-4,

HPO^2-

Железо, алюминий и многие микроэлементы (Сu, Ni, V,

Сr и др.) в почвенных растворах содержатся главным образом

в виде комплексных органоминеральных соединений, где органи-

ческая часть комплексов представлена гумусовыми и низкомоле-

кулярными органическими кислотами, полифенолами и другими

органическими веществами.

Концентрация почвенных растворов невелика и в разных типах

почв колеблется от десятков миллиграммов до нескольких граммов

вещества на литр раствора. Только в засоленных почвах содер-

жание растворенных веществ может достигать десятков и даже

сотен граммов на литр.

Наличие в почвенном растворе свободных кислот и оснований,

кислых и основных солей определяют одно из важнейших для

жизнедеятельности растений и процессов почвообразования его

свойство - актуальную реакцию почвенного раствора. Реакция

почвенного раствора определяется активностью свободных водо-

родных (Н⁺ ) и гидроксильных ионов (ОН^- ) и измеряется рН -

отрицательным логарифмом активности водородных ионов.

рН почвенного раствора разных типов почв колеблется от 2,5

(кислые сульфатные почвы) до 8-9 и выше (карбонатные и засо-

ленные почвы), достигая максимума в щелочных солонцах и

содовых солончаках

(10-11).

Наиболее низкими концентрациями и кислой реакцией ха-

рактеризуются почвенные растворы подзолистых и болотных почв

таежной зоны (табл. 26). Концентрация их составляет несколько

десятков миллиграммов на 1 л раствора при рН от 5 до 6. Содер-

жание основных катионов и анионов измеряется единицами или

десятками мг/л. Примерно такие же количества главных компо-

нентов почвенного раствора характерны и для сильно выщело-

ченных почв влажных тропиков и субтропиков. Содержание орга-

нического углерода в почвенных растворах таежной зоны дости-

гает нескольких десятков миллиграммов на 1 л; под хвойными ле-

сами это растворенное органическое вещество в основном пред-

ставлено фульвокислотами. С глубиной количество органического

вещества в жидкой фазе почвы постепенно уменьшается, что

говорит о закреплении мигрирующих воднорастворимых веществ

в почвенном профиле. Вместе с органическим веществом мигри-

рует и железо (в двух- и трехвалентной форме). Железооргани-

ческие комплексы присутствуют в почвенных растворах в широ-

155

Таблица

26. Химический состав почвенных растворов различных типов суглинистых

почв, мг/л (средние

данные

за вегетационный период по материалам ряда

работ)

Почва

Горизонт, глу-

рН

Сумма

Са²⁺

Mg²⁺

К+

Na⁺

НСО^-з

С1^-

SO^2-

бина см

ионов

Тундровая глеевая

ОА

0-10

6,4

162

(Таймыр)

20-40

6,6

242

121

Сильноподзолистая

ОА/Е

0-35

5,0

Не опреде-

(Московская область)

ЕВ

35-55

5,2

Не опреде-

лялось

Дерново-подзолистая

5-15

5,8

(Сумма)

(Ленинградская область)

25-35

6,2

80-90

5,9

Серая лесная (Туль-

0,5

6,8

292

151

ская область)

АЕ

10-20

6,0

136

30-40

5,7

Чернозем обыкновен

0-10

8,1

846

194

165

469

ный (Приазовье)

АВ

40-50

8,2

585

115

286

110

Солодь

(Тамбовская

0-10

6,4

498

1070

187

область)

15-25

6,8

275

35-45

7,0

315

Луговой солонец (Там-

АЕ

0-6

7,8

1 224

110

299

293

106

418

бовская область)

В1

7-15

8,3

3 025

1180

805

1318

701

В2

35-45

9,2

4 481

690

1 242

2544

Не опреде-

432

лялось

Корковый солончак

0-5

7,9

167 000

840

3790

3660

47 430

3350

45 860

55 380

(Голодная степь)

Таблица 27. Содержание различных форм железа в почвенном растворе

сильноподзолистой почвы под ельником Московской области

(И. С. Кауричев, Е. М. Ноздрунова,

1964): у-весной, х - осенью

рН

Железо, мг/л

Горизонт, глубина,

общее

минеральное

связанное с

см

органическим

веществом

ОА'

0-2

5,2

5,0

14,4

35,2

Нет

14,4

33,9

ОА"

2-4

5,4

4,8

10,6

13,2

0,1

1,1

10,5

12,1

15-25

6,8

6,0

30,8

3,0

0,1

0,2

30,7

2,8

В1

45-55

6,6

7,3

12,4

4,0

Следы

12,3

4,0

ком диапазоне рН. В почвенных растворах примерно

80-95%

железа прочно связано в органоминеральные комплексы. Это

хорошо иллюстрируется данными табл.

27, где показано, что и

весной, и осенью в почвенных растворах подзолистой почвы явно

доминирует железо, связанное с органическим веществом.

В степных почвах (черноземах, солонцах и др.) концентрация

почвенных растворов существенно выше, чeм в подзолистых и

болотных почвах (не десятки, а сотни миллиграммов

1-3 г/л).

В связи с более высокой биологической активностью этих почв в

них существенно повышается содержание гидрокарбонатного

иона, реакция становится нейтральной или слабощелочной.

Более высокое поступление химических элементов с высокозоль-

ным опадом травянистых степных растений обеспечивает повы-

шение концентрации и других катионов и анионов (кальция, маг-

ния, хлора, сульфат-иона). В солодях и особенно в солонцах

резко возрастает количество иона натрия, появляется ион СО_32-,

что обеспечивает в солонцах, в частности, щелочную реакцию

почвенных растворов. Максимальное содержание солей (до де-

сятков и сотен граммов на 1л) наблюдается в почвенных раство-

рах солончаков. Концентрация солей в почвенных растворах

солончаков в несколько раз превышает их содержание в морской

воде.

Если для большинства почв характерен гидрокарбонатно-

кальциевый состав почвенных растворов (преобладание этих

двух ионов), то в почвенных растворах засоленных почв преобла-

дающая доля принадлежит хлоридам и сульфатам магния и

натрия.

Для характеристики степени и характера засоления почв ши-

роко применяется анализ водной вытяжки. Этот вид анализа

дает возможность проводить массовые определения и в то же

время позволяет выделять из почвы максимальные количества

солей, находящихся в том числе и в виде осадка в твердой фазе

почвы. Водная вытяжка (отношение воды к почве 5:1) раство-

157

Ca(HCO

)

Са SO

MgSO

NaCl

Рис

27 Солевой профиль солончакового серозема (П. И. Шаврыгин,

1947)

I - по данным анализа водной вытяжки, II - по данным анализа почвенного раствора

ряет все легкорастворимые соли, часть труднорастворимых солей

и часть солей, образовавшихся в результате обмена катионов

труднорастворимых солей с Na и Mg поглощающего комплекса

(Н Г Минашина, 1970, 1978)

Весьма тщательные исследования соотношения солей, извле-

каемых водными вытяжками и находящихся в почвенных раст-

ворах, были проведены П. И. Шаврыгиным Рис.

27 позволяет

наглядно судить о количестве и соотношении ионов в этих си-

стемах Из исследований вытекает, что общая сумма воднораст-

воримых веществ в водных вытяжках выше, чем в почвенных

растворах, эти различия тем выше, чем меньше растворимость

солей Так, например, содержание сульфата кальция в почвенных

растворах не превышает 8-12% от его количества в водной вы-

тяжке, а содержание сульфата магния составляет уже 85-90%

от его количества в водной вытяжке Различия в составе солей

почвенных растворов и водных вытяжек больше всего относятся

к кальциевым солям и в малой мере к хлорид-иону

Метод водных вытяжек, оставаясь основным для контроля

158

солевого состояния почв, одновременно позволяет также путем

расчетов получить и данные по концентрации почвенных раство-

ров, характеризующие истинные условия существования расте-

ний в данной почве (Н. Г. Минашина, 1970). Расчет концентра-

ции солей по данным анализа водной вытяжки удобно произво-

дить относительно влажности почвы, соответствующей наимень-

шей влагоемкости (НВ). Н. Г. Минашиной предложена следу-

ющая формула расчета концентрации почвенного раствора по

данным анализа водной вытяжки:

С=S•1000/V,

(23)

где С - концентрация суммы токсичных солей в почвенном раст-

воре; г/л; S - % токсичных солей на сухую почву по данным

анализа водной вытяжки; V - НВ в процентах по массе за выче-

том гигроскопической воды (растворяющий соли объем).

Расчетные и истинные концентрации почвенного раствора для

почв Мургабского оазиса Средней Азии, полученные Н. Г. Мина-

шиной, оказались довольно близкими. Исключение составили

почвы с высоким содержанием гипса, где расчетные концентра-

ции по водной вытяжке были выше, чем истинная концентрация

почвенных растворов.

7.3. Динамика концентрации почвенного раствора

Тесная связь состава почвенных растворов с изменениями

температуры и влажности почвы, интенсивностью деятельности

микрофлоры и микрофауны почв, метаболизмом высших расте-

ний, процессами разложения органических остатков в почве оп-

ределяют четко выраженную его суточную и сезонную динамику.

Для большинства типов почв характерно постепенное, ино-

гда весьма значительное возрастание концентрации почвенных

растворов, особенно в верхних горизонтах, от весны к лету. Это

связано с концентрированием почвенной влаги за счет испарения

и транспирации, увеличением интенсивности разложения органи-

ческих остатков в теплое время года. Эта общая закономерность

нарушается в ряде случаев из-за своеобразия режимов отдель-

ных типов почв. Так, например, в тундровых мерзлотных почвах

наиболее существенное возрастание концентрации почвенных

растворов наблюдается в верхних горизонтах почв в конце зимы

за счет криогенного подтягивания растворов из нижних горизон-

тов почвы к более холодному фронту. Таяние снега и летние

дожди вызывают некоторое промывание почвы и разбавление

растворов.

Степень динамичности состава почвенных растворов различ-

ных генетических горизонтов почв неодинакова. Содержание

микроорганизмов, а следовательно, и интенсивность биохимиче-

ских процессов наиболее высоки в подстилке и гумусоаккумуля-

159

тивном горизонте. В этих же горизонтах и наиболее контрастны

температурные условия и режим увлажнения. В соответствии

с этим химический состав почвенных растворов верхних горизон-

тов наиболее динамичен.

Исследования, выполненные Т.Л.Быстрицкой и сотр. (1981)

на обыкновенных черноземах, показали, что сезонная динамика

общей концентрации почвенных растворов черноземов не имеет

четко выраженных закономерностей; максимумы концентрации

могут наблюдаться в разные моменты вегетационного периода.

Было отмечено, что причины повышения концентрации почвен-

ного раствора могут быть принципиально разными. Наиболее

очевидной причиной является испарительное концентрирование,

наблюдаемое в наиболее жаркие и сухие периоды года. Однако

концентрация почвенных растворов может повышаться и в ве-

сенне-раннелетний период, когда происходит бурный прирост

фитомассы степной растительности, в раствор поступают обиль-

ные корневые выделения и разнообразные продукты разложения

органического опада. Общая концентрация почвенного раствора

в этот период может возрастать до 2 г/л.

Сопряженное изучение состава и динамики почвенных раство-

ров с динамикой процессов прироста фитомассы и разложения

опада в степях и широколиственных лесах показало, что реша-

ющее влияние на состав почвенных растворов теплого периода

года оказывает биологический фактор. Физико-химические про-

цессы испарительного концентрирования или разбавления играют

в это время второстепенную роль

Своеобразна динамика солей в почвенных растворах засолен-

ных почв (В. А. Ковда, 1946) В весенний период по мере повы-

шения температуры воздуха и почвы начинается постепенное

испарение почвенной влаги Соответственно повышается концен-

трация всех растворенных в почве солей. Этот процесс достигает

своего максимального выражения с наступлением летней жары

и сильного иссушения почвы В этот период концентрация легко-

растворимых солей MgCl

, Na

, MgSO

гидрокарбонатов и

сульфатов кальция близка к точке насыщения ими раствора.

Концентрация почвенных растворов солончаков может достигать

в этот период 350-400 г/л. Эта фаза сезонного цикла солевого

режима может быть названа фазой соленакопления.

В период осенне-зимних дождей атмосферные осадки разбав-

ляют почвенный раствор и растворяют часть солей, выпавших

летом из раствора в твердую фазу почвы, - наступает фаза раз-

бавления почвенных растворов. Когда под влиянием атмосфер-

ных осадков влажность почвы начинает превышать наименьшую

влагоемкость, почвенный раствор перемещается вниз. При этом

он сильно разбавляется в верхних горизонтах почвы, а нижние

горизонты почвы и верхние слои грунтовых вод приобретают

повышенную минерализацию. Эту третью фазу солевого режима

можно назвать фазой выщелачивания и опреснения почвенного

профиля.

160

Почвоведение. Почва и почвообразование (Том 1, 1988 год) - часть 3