Почвенные коллоиды и физико-химическая поглотительная способность

Твёрдая фаза почвы, способная к реакциям ионного обмена и представляющая совокупность различных коллоидов и тонкодисперсных веществ, представляет почвенный поглощающий комплекс (ППК).

Это то, что обычно в почвоведении называют плазмой почвы, т. е. самая активная, химически, физически, физико-химически, биологически деятельная часть почвы, определяющая генезис и плодородие всего почвенного покрова. Масса почвенного поглощающего комплекса зависит от гранулометрического состава и содержания гумуса. С большой достоверностью можно отметить, что илистая фракция – это и есть масса веществ почвенной плазмы, если в илистую фракцию включены органические вещества почвы. Однако следует сделать оговорку: некоторой способностью к обменному поглощению обладает и фракция пыли и даже песка, а в составе ила могут присутствовать и инертные не ионообменные вещества, например, зерна мелкокристаллического кварца.

Общая схема обменной или физико-химической поглотительной способности показана на примере реакции, которая может происходить в подзолистых почвах:

Н⁺ Са²⁺

ППК Н⁺ + Са ²⁺ ↔ ППК + 2Н⁺

Н⁺ Н⁺

Обменная поглотительная способность измеряется величиной емкости катионного обмена (ЕКО), которая представляет сумму всех обменных катионов, выраженную в м.-экв на 100 г почвы. Коллоидные системы различных веществ имеют разные величины ЕКО.

Коллоиднодисперсные системы имеют размер дисперсной фазы от 1 до 100 мкм. В почвах коллоидными свойствами обладают частицы менее 0,001 мм (ил). Коллоиды образуются в результате совокупности процессов почвообразования и выветривания. Процессы эти могут быть разновременными: часть коллоидов, главным образом, минеральных, формируется при возникновении материнской породы. Часть коллоидов образуется в почвообразовательном процессе. При этом, безусловно, происходит преобразование и изменение состава коллоидов материнской породы, но часть коллоидов почвообразующей породы входит в состав дисперсной фазы почвы. Основные явления, происходящие при формировании коллоидов: дробление крупных частиц и соединение молекулярно раздробленных частиц.

Основу коллоидной частицы (рис. 2), называемой коллоидной мицеллой, составляет ее ядро. Ядро в химическом отношении представляет сложное соединение и имеет аморфное или кристаллическое строение. У минеральных коллоидов ядро состоит из алюмо-магниевых и других силикатов, иногда кремнезема, окислов железа и алюминия. У органических коллоидов ядро состоит из гуминовых и фульвокислот, протеина, клетчатки и других сложных веществ. У органоминеральных коллоидов ядро образуется в результате взаимодействия органических и минеральных компонентов.

На поверхности ядра расположен прочно удерживаемый слой ионов, несущий заряд, – слой потенциалопределяющих ионов. Ядро мицеллы вместе со слоем потенциалопределяющих ионов называется гранулой. Между гранулой и раствором, окружающим коллоид, возникает термодинамический потенциал, под влиянием которого из раствора притягиваются ионы противоположного знака (компенсирующие ионы). Так, вокруг ядра коллоидной мицеллы образуется двойной электрический слой, состоящий из слоя потенциалопределяющих и слоя компенсирующих ионов.

Компенсирующие ионы в почвоведении называются обменными, или поглощенными, а сумма этих катионов составляет емкость катионного обмена.

Компенсирующие ионы, в свою очередь, располагаются вокруг гранулы двумя слоями. Один – неподвижный слой, прочно удерживаемый электростатическими силами потенциалопределяющих ионов. Гранула вместе с неподвижным слоем компенсирующих ионов называется коллоидной частицей. Между коллоидной частицей и окружающим раствором возникает электрокинетический потенциал (дзета-потенциал), под влиянием которого находится второй (диффузный) слой компенсирующих ионов.

В почвах почти все коллоиды имеют отрицательный заряд. Это ацидоиды, в диффузном слое которых сосредоточены катионы. К ацидоидам относятся: коллоидно-дисперсные системы кремнезема, глинистых минералов, гидраты окиси марганца (Мn₂O₃ и Н₂O), гумусовые кислоты, а также и органо-минеральные коллоиды, представляющие собой глинистые минералы, покрытые пленками органических веществ.

Коллоиды с положительным зарядом называются базоидами. У них в компенсирующем слое противоионов концентрируются анионы. Типичных базоидов в почве нет. Но в почвах могут встречаться амфолитоиды – коллоиды с переменным знаком заряда. К амфолитоидам относятся гидраты окиси железа [Fе(OН)₃ unН₂O], алюминия [А1(OН)₃ unН₂O], а также протеиновые вещества гумуса. В кислой среде они заряжены положительно, в щелочной – отрицательно. Количество амфолитоидов в почвах крайне незначительно. Они чаще встречаются во влажных тропических и субтропических почвах.

Основные обменные катионы почвенных коллоидов: Са²⁺, Mg²⁺, К⁺, Na⁺, NH⁴⁺, Fe²⁺, Fe³⁺, Al³⁺. В незначительных количествах встречаются и другие катионы, относящиеся к микроэлементам и являющиеся объектом специальных исследований.

Для обменной поглотительной способности характерны следующие закономерности:

1. Обмен между катионами ППК и почвенного раствора происходит в эквивалентных количествах. Это значит, что количество поглощенных катионов в эквивалентах равно количеству эквивалентов катионов, вытесненных в почвенный раствор. В почвах всегда существует динамическая система, равновесие которой нарушается изменением концентрации катионов в дисперсионной среде.

2. Энергия поглощения определяется радиусом негидратированного катиона: чем меньше радиус, тем слабее связывается ион. Это объясняется большей плотностью заряда, а следовательно, большей гидратированностью иона. В связи с этим в ряду разновалентных катионов энергия поглощения возрастает с увеличением валентности: К+ < Са ²⁺ < Fe ³⁺. Внутри рядов ионов одной валентности энергия поглощения увеличивается с возрастанием атомной массы: ⁷Li < ²³Na < ³⁹К; ²⁷Mg < ⁴⁰Са < ⁵⁹Со < ¹¹²Cd; ²⁷Al < ⁵⁶Fe. Ион Н⁺ или ион гидроксония Н₃О⁺ сорбируется аномально прочно в связи с его малым размером. Практическую сущность закономерности можно иллюстрировать следующим примером. Суспензия чернозема в соотношении 100 г почвы и 500 г воды из 50 мл 0,1 н. раствора поглощает КС1 – 2,5 м.-экв, a FeCl₃–8,0 м.-экв. В то же время, катионы, обладающие большой энергией поглощения, прочнее удерживаются в поглощенном состоянии и труднее замещаются.

3. На поглощение почвой катионов большое влияние оказывает их концентрация в почвенном растворе: чем больше тех или иных катионов в растворе, тем с большей силой они будут поглощаться и вытеснять из ППК другие катионы и занимать преобладающее место. Следовательно, ряд катионов по степени поглощения имеет значение только в условиях эквивалентных концентраций.

Сумма поглощенных катионов (ЕКО) зависит от количества коллоидов в почве, количество которых обычно не превышает 30-40% от почвенной массы. В глинистых почвах и богатых гумусом ЕКО может достигать 50-60 м.-экв/100 г, а в легких малогумусных – 3-8 м.-экв/100 г.