Міністерство сільського господарства РОСІЙСЬКОЇ Федерації
Інститут агроекології - філія ФГТУ ВПО
«Челябінський державний агроінженерний університет»
ФакультетАгрономіческій
Кафедра Рослинництва, землеробства, плодоовочівництва
Випускна кваліфікаційна робота
Кислотно-Основний стан чорноземів вилужених при тривалому використанні в ріллі північного лісостепу південного Зауралля.
2009
РЕФЕРАТ
Дипломна робота на тему «Кислотно-основний стан чорноземів вилужених при тривалому використанні в ріллі північного лісостепу південного Зауралля» містить 55 сторінки машинописного тексту, 11 таблиць, 2 малюнки. Бібліографічний список - 29 джерел. Розглянуто морфологічні ознаки, фізичні, водні та агрохімічні властивості чорноземів вилужених на ріллі. Виявлено що дія мінеральних добрив, що вносяться протягом 35 років у рекомендованих дозах, проявилося лише підвищення гідролітичної кислотності среднесуглинистого вилуженого чорнозему південного лісостепу, причому тільки в самому верхньому шарі (0-10 см) і нижньому (20-30 см) орного горизонту.
Найбільш економічно ефективним є відвальна обробка грунту на глибину 0-10см.
ЗМІСТ
ВСТУП
1. Літературний огляд
2. Природно-кліматичні умови дослідження
2.1 Агрокліматичні умови
2.2 Грунтовий покрив
3 Програма дослідження
3.1 Місце і час дослідження
3.2 Грунт дослідного поля
3.3 Погодні умови в період досліджень
4 Результати досліджень
4.1 Водна і сольова кислотність грунту
4.2 гідролітична кислотність грунту
4.3 Грунтово-екологічна та економічна оцінка чорнозему вилуженого
5 Безпека життєдіяльності
5.1 Охорона праці
5.1.1 Вимога безпеки в агрохімічної лабораторії
5.2 Охорона природи
Висновки
Список літератури
Додаток А
Введення
Як би не розвивалися наука і техніка, благополуччя людини, її здоров'я і харчування залежать від землі. Вона постачає рослини поживними елементами і вологою, сприяє їх росту, розвитку та продуктивності, тобто володіє родючістю. Багато особливості поведінки елементів у грунті зумовлює їх кислотно-основний стан. З ним пов'язані режими органічної речовини і елементів мінерального живлення рослин, рухливість сполук, у тому числі токсичних. Реакція грунтового розчину робить і пряму дію на культури.
Негативний вплив підвищеної кислотності на рослини проявляється через недолік кальцію, підвищену концентрацію токсичних для рослин іонів Al 3 +, Mn 2 +, Н +, зміна доступності для рослин елементів живлення, погіршення фізичних властивостей грунту, зниження її біологічної активності. У кислих грунтах підвищується розчинність сполук Fe, Mn, Al, B, Cu, Zn, надлишок яких знижує продуктивність рослин. Висока кислотність знижує доступність молібдену. Засвоюваність фосфору максимальна при рН 6,5, у більш кислої і більш лужному середовищі вона знижується. Кисле середовище погіршує азотний режим грунту, пригнічуючи процеси амоніфікація, нітрифікації, азотфіксації. Для цих процесів оптимум рН лежить в інтервалі 6,5-8,0. Особливо негативну роль в кислих грунтах грає алюміній. При рН 4 його вміст у розчиненому вигляді досягає токсичних концентрацій для більшості рослин. Приблизно те ж при низьких рН відбувається з марганцем.
На лужних грунтах виникає дефіцит деяких мікроелементів (Zn, Fe, Mn, Cu). При високій лужності погіршуються фізичні властивості грунтів. Сільнощелочних реакція несприятлива для більшості рослин (Агроекологічна оцінка ..., 2005)
Думки ж про те, який вплив на кислотно-основний стан грунту роблять ті чи інші системи землеробства, в тому числі способи її обробки досить суперечливі.
Мета роботи виявити кислотно-основний стан середньосуглинистих вилужених чорноземів південної лісостепу Зауралля при тривалому їх використанні в ріллі.
Завдання, поставлені при виконанні даної роботи:
1 Виявити вплив рівня інтенсифікації землеробства і способів обробітку грунту на її водну і сольову кислотність;
2 Встановити гідролітичну кислотність грунту у зв'язку з тривалим застосуванням різних способів її обробки на різних фонах удобрення.
Керівник дипломної роботи зав кафедрою насінництва, доктор сільськогосподарських наук М.А. Глухих.
Виконавець Сафін Д.М.
1. Літературний огляд
Для побудови технології обробітку будь-якої культури, особливо застосування добрив, необхідно не тільки враховувати потреби рослин в елементах живлення, а й знати хімічний склад і біологічні, фізико-хімічні та хімічні властивості грунту, які визначають рівень її родючості, умови живлення рослин і характер перетворення в ній добрив [1].
Всебічне і глибоке вивчення природи грунтової кислотності та механізму реакцій, що викликають підкислення, необхідно для з'ясування чутливості грунтів до кислотних впливів, для подальшого розвитку теоретичних і практичних основ хімічної меліорації грунтів.
Значна частина закономiрностей вже відома з робіт, які обгрунтовують і розвивають дослідження з цього кола питань, але вирішення багатьох приватних питань і більш точна оцінка взаємодій є завданнями подальших наукових досліджень [2].
Реакція грунту проявляється при її взаємодії з водою або розчинами солей і визначається співвідношенням вільних іонів Н + і ОН - у грунтовому розчині. Концентрація вільних іонів Н + виражається величиною рН, що представляє негативний логарифм концентрації іонів водню, рН рівна 7 характеризує нейтральну реакцію, рН менше 7 - кислу і рН більше 7 - лужну.
Реакція грунтового розчину в різних грунтах коливається від рН 3,5 до 8-9 і вище. Найбільш кислу реакцію мають болотні грунти верхових торфовищ. Кислою реакцією грунтового розчину характеризуються підзолисті і дерново-підзолисті грунти (рН 4-6). Чорноземи мають реакцію, близьку до нейтральної. Найбільш лужна реакція у солончаків, особливо содових (рН 8-9 і вище). Нейтральна реакція характерна для грунтів, що не містять карбонатів, грунтово-поглинаючий комплекс (ВПК) яких повністю насичений кальцієм і магнієм. Ця реакція найбільш сприятлива для розвитку більшості культурних рослин і бактерій. Кисла реакція є наслідком розвитку в грунті кислотності, лужна реакція - наслідок лужності грунту [3].
Кислотність грунту - здатність грунту підкисляти воду та розчини нейтральних солей. Розрізняють актуальну і потенційну кислотність. Актуальною кислотністю називається кислотність грунтового розчину. Потенційна кислотність характерна для твердої фази грунту [3, 4]. Між актуальною і потенційної кислотністю у грунті зберігається рухлива рівновага, але домінуюче значення у всіх грунтах має кислотність твердої фази грунту.
Актуальна кислотність грунтового розчину залежить від наявності в ньому вільних кислот, кислих солей і ступеня їх дисоціації. У грунтовому розчині вільні мінеральні кислоти в помітних кількостях зустрічаються дуже рідко. У більшості грунтів актуальна кислотність обумовлена вугільної кислотою та її кислими солями [3].
Потенційна кислотність (кислотність твердої фази) має складну природу. Її носієм є обмінні катіони Н + і Аl 3 + грунтових колоїдів. У літературі тривалий час проходила дискусія про природу кислотності твердої фази грунту. К.К. Гедройц, Д.М. Прянишников і ряд інших дослідників вважали, що кислотність обумовлена іонами водню, а алюміній з'являється в розчині в результаті побічних реакцій. Г. Дайкухара і В.А. Чернов показали, що алюміній дійсно є носієм кислотності твердої фази грунту. В даний час доведено, що як обмінні іони Н +, так і іони Аl 3 + є причиною потенційної кислотності грунту, тому що при взаємодії грунту з розчинами солей ці катіони витісняються в розчин і підкисляють його [5, 6, 7]:
[ППК -] H + + KCl [ППК -] K + + HCl;
[ППК -] Al 3 + + 3 KCl [ППК -] 3 K + + AlCl 3.
Утворюється в розчині сіль хлористого алюмінію відноситься до категорії гідролітично кислих солей і у водному розчині розщеплюється на кислоту і основу:
AlCl 3 + 3H 2 O Al (OH) 3 + 3HCl.
У гумусових горизонтах найбільше значення у формуванні кислотності належить іону водню, а в мінеральних горизонтах - алюмінію. Джерелом обмінного іона водню є органічні кислоти, які утворюються при розкладанні і гуміфікації органічних залишків, а також вугільна кислота. При взаємодії з грунтом, насиченою підставами, водень цих кислот впроваджується у дифузний шар грунтових колоїдів:
[ППК -] Ca 2 + + R (COOH) 2 [ППК -] 2H + + R (COO) 2 Ca;
[ППК -] Ca 2 + + H 2 CO 3 [ППК -] 2H + + CaCO 3.
Джерелом обмінного алюмінію слід вважати алюміній кристалічної решітки глинистих мінералів і несілікатние форми гідроокису алюмінію, що мобілізуються органічними кислотами і також впроваджуються у дифузний шар грунтових колоїдів.
Залежно від характеру витіснення розрізняють дві форми потенційної кислотності - обмінну і гідролітичну. Обмінна кислотність проявляється при обробці грунту розчином нейтральної солі:
[ППК -] + 4 KCl [ППК -] + HCl + AlCl 3.
Утворюється в результаті взаємодії сольового розчину з грунтом і гідролітичного розщеплення соляна кислота характеризує обмінну кислотність. Величина обмінної кислотності виражається в міліграм-еквівалентах Н + і Аl 3 +, кількість яких визначається методом титрування, або величиною рН сольової витяжки, отриманої при обробці грунту розчином нейтральної солі [3, 8].
Гідролітична кислотність визначається як загальна кислотність грунту, що включає в себе актуальну, обмінну і «власне» гідролітичну. Вона значно більше обмінної і виражається в міліграм-еквівалентах на 100 г грунту. У відсутність актуальною і обмінної видів «власне» гідролітична кислотність не шкідлива для рослин і мікроорганізмів. Це спостерігається у всіх чорноземах, крім південних [9].
З гідролітичної кислотністю доводиться зустрічатися частіше, ніж з обмінної, вона властива більшості грунтів, навіть чорноземам. Ця кислотність включає менш рухому частину поглинутих іонів Н +, важче обмінюються на катіони грунтового розчину. Визначати її необхідно для вирішення низки практичних питань застосування добрив - встановлення норм вапна та можливості ефективного застосування фосфоритного борошна. При обробці грунту розчином оцтовокислого натрію в розчин переходять все що містяться в грунті іони водню (і алюмінію), тобто визначається сума всіх видів кислотності (актуальна, обмінна і гідролітична). Щоб визначити величину власне гідролітичної кислотності, необхідно із загального показника відняти величину обмінної кислотності. Зазвичай цього не роблять і терміном «гідролітична кислотність» позначають загальну кислотність грунту, висловлюючи її в мг-екв на 100 г грунту.
Ще на початку XX століття деякі дослідники (Вейч в США, Дайкухара в Японії і, трохи пізніше, капи в Німеччині) звернули увагу на те, що в нейтрально сольових витяжках з кислих грунтів присутній Аl, і прийняли за причину обмінної кислотності наявність Аl серед поглинених катіонів грунту. Як вже зазначалося вище, реакція нейтральної солі з кислою грунтом, що містить Аl на поверхні колоїдних частинок, представляється в наступному вигляді:
АlС l будучи гідролітично кислої сіллю, підкисляє розчин:
АlС l 3 +3 Н 2 О → Аl (ОН) 3 +3 НCl.
Міра підкислення визначається титруванням:
АlС l 3 + Na ОН → Аl (ОН) 3 + 3 N АС l.
Інше уявлення про природу грунтової кислотності підтримувалося К.К. Гедройцем, який вважав причиною кислотності наявність в грунті обмінного Н +. Заперечуючи Дайкухара і Каппепу, К.К. Гедройц (1930) пояснював появу Аl у фільтраті вторинної реакцією між НС l (продуктом взаємодії кислої, т, е. містить обмінний Н-іон грунтом і нейтральною сіллю) і основними формами Аl твердої фази грунту, легко вступають в реакцію.
Погляди Гєдройця на вторинне походження Аl при взаємодії грунтів з розчинами нейтральних солей поділяли багато великих дослідники в галузі хімії грунту (Вігнер, 1930; Гіссінк, 1925 і ін.) У подальшому до них приєднався і каппа (1929).
Подання про наявність водневого іона серед обмінних катіонів підтверджувалося рядом явищ. Перш за все, водневий іон, постійно з'являється в грунті (у результаті біологічних процесів утворення вугільної кислоти, азотної кислоти, органічних кислот), служить безсумнівним первинним чинником підкислення. Значення його підсилюється тим, що протон (іон Н +) володіє найбільшою з усіх іонів рухливістю і високою здатністю адсорбуватися. У багатьох кислих грунтах, перш за все в грунтах або грунтових горизонтах, багатих органічною речовиною, в більшості випадків відсутня еквівалентність між кислотністю і кількістю Аl в розчині: кислотність цих грунтів, яка визначається титруванням витяжок, більше, ніж кількість Аl, знайдене в витяжках. Суспензії кислих грунтів в дослідженнях Раїс і Осугі (1918) викликають інверсію цукру, що вважалося доказом наявності в них Н, що є каталізаторами реакції інверсії. Всі ці (і деякі інші) факти привели в 30-х роках дослідників у галузі хімії грунту до порівняно одностайного поданням про наявність Н +-іона па поверхні грунтових частинок, як про єдину причину обмінної кислотності.
Порівнюючи поглинання Аl з 0,05 н. розчинів: 1) АlС l 3; 2) АlС l 3, нейтралізованого на 1 / 3 N АВН, тобто містить А l (ОН) 2 +, і 3) АlСl 3, нейтралізованого на 2 / 3 N АВН, т . тобто містить А l (ОН) + 2, - Чернов виявив ще більш високу адсорбційну здатність у основних форм алюмінію в порівнянні з тривалентними іонами. Мабуть, вирішальну роль тут відіграє слабка діссоціірованность сполук, які утворюють іони, що включають А l, з іонами потенціал-визначального шару. Другим моментом, підкріплювальним точку зору Чернова, є еквівалентність між тітрірной кислотністю КCl - витяжок з кислих грунтів і вмістом А l в цих витяжках (за зазначеними вище винятками: лісової підстилки; торф'янистих грунтів; верхніх горизонтів підзолистих грунтів). При обміні ж равновалентних іонів розведення не впливає на кількість адсорбованих іонів. Чернов використовував це положення для судження про те, Н + або Аl 3 + обмінюються. з К + сольового розчину при визначенні кислотності. У його дослідах розведення розчину КCl призводило до різкого зниження величини визначається кислотності, що приймалося за підтвердження участі в обміні Аl-іоіов.
Проте всі дані В. А. Чернова відносяться до витяжкам з грунтів і не є прямим доказом присутності Аl серед обмінних катіонів. Роботи В.А. Чернова викликали жваву дискусію (Аскіназі, Карпінський і Ремезов, 1955; ярусів і Соколова, 1950; Моісеєв, 1954). Докази присутності Аl серед обмінних катіонів були отримані лише в останні роки в дослідах, що проводилися з використанням обмеппо-здатних смол. У дослідах Харуорд і Колеман (1954) катионит насичувався в одному випадку Аl шляхом промивання розчином АlСl 3, в іншому випадку - Н-Ноном шляхом промивання нормальним розчином НCl. Оскільки катионит являє собою органічну речовину, поява Аl при промиванні його НCl неможливо. З цими двома зразками смол порівнювалися по теплоті нейтралізації зразки різному підготовлених глин. Глина, промита 1 н. НCl або пропущена через колонку Н +-смоли, показала ту ж величину теплоти нейтралізації, що і Н +-смола, тобто виявилася насиченою Н +-іоном.
Вище вказувалося, що грунтова кислотність чинить негативний вплив па розвиток рослин; при цьому Аl робить набагато більш різке токсичну дію па рослини, ніж М. У дослідах С.С. Ярусова і М.Ф. Соколовою (1950) при доведенні грунтів, насичених іонами водню або алюмінію до однакової реакції (рН), гірчиця сильніше страждала від кислотності на грунтах, насичених іонами алюмінію. Поданим Є.Б. Дьяковій (1948), при вмісті в грунті 6-8 мг рухомого Аl на 100 г грунту конюшина відчуває значне пригнічення. При підвищенні вмісту рухомого Аl до 10-12 мг на 100 г грунту конюшина страждає дуже сильно і випадає.
Розрізняють актуальну і потенційну лужність. Актуальна лужність обумовлюється наявністю в грунтовому розчині гідролітично лужних солей (Na 2 CO 3, NaHCO 3, Са (НСО 3) 2 та ін), які при дисоціації визначають переважну концентрацію гідроксид-іонів.
При визначенні актуальною лужності розрізняють загальну лужність, лужність від нормальних карбонатів і від бікарбонатів. Лужність від нормальних карбонатів може проявлятися як у результаті обмінних реакцій грунтів, що містять поглинений натрій, так і внаслідок життєдіяльності сульфатвідновлювальних бактерій, які відновлюють в анаеробних умовах і в присутності органічної речовини сірчанокислі солі натрію з утворенням соди:
Na 2 SO 4 + 2 С = 2 СО 2 + Na 2 S; Na 2 S + CO 2 + Н 2 О = Na 2 CO 3 + H 2 S.
Потенційна лужність виявляється у грунтів, що містять поглинений натрій. Лужність грунтового розчину характеризується в міліграм-еквівалентах кислоти, необхідної для нейтралізації іонів ОН - розчину, обумовлених іонами НСО 3 - (лужність бікарбонатів), СО 3 2 - (лужність нормальних карбонатів) або їх сумою (загальна лужність) [3, 10].
Реакція грунтового розчину поряд з величинами обмінної і гідролітичною кислотності залежить від ємності поглинання і ступеня насиченості грунту основами. Ступінь насиченості грунту основами - другий важливий показник нуждаемости грунтів у вапнуванні. Чим він нижчий, тим вище потреба і навпаки. Ємність поглинання катіонів грунтом - це максимальна кількість обмінних катіонів, які можуть бути поглинені грунтом. Її виражають в міліграм-еквівалентах на 100 г грунту (мг-екв/100 г). Чим вище ємність катіонного обміну (ЕКО) грунту, тим економічно вигідніше і екологічно безпечніше разове (запасне, періодичне) внесення великих доз добрив і меліорантів під культури. Чим нижче ЕКО, тим гостріше необхідність дробового внесення невеликими дозами добрив і меліорантів під ті ж культури [3, 9].
ЕКО і склад поглинених катіонів грають величезну, якщо не вирішальну, роль у харчуванні рослин і перетворенні добрив. Вони визначають реакцію і буферні властивості твердої і рідкої фаз її, а також катіонно-аніонний склад і концентрацію грунтового розчину і, отже, обумовлюють вибір виду, дози, форми, терміну та способу внесення добрив і меліорантів для оброблюваних культур на кожній конкретній грунті.
Склад і кількість поглинених катіонів впливають на дисперсність ППК і, отже, на властивості грунту, живлення рослин і трансформацію добрив і меліорантів.
При підкисленні грунту коагулююча дію катіонів посилюється, при подщелачіваніі - слабшає, а одновалентні катіони в лужному середовищі не викликають коагуляції колоїдів. Катіони кальцію беруть в облогу колоїди навіть в лужному середовищі, а магнію займають проміжне положення між одновалентними і кальцієм. Вміст у ППК одновалентних лужних катіонів калію, і особливо натрію, більше 3-5% ЕКО і збільшення кількості їх сильно диспергируют колоїдну і предколлоідную фракції, різко погіршують властивості лужних грунтів і, отже, живлення рослин. Значний вміст в ППК обмінно-поглинутих катіонів водню, алюмінію, заліза і марганцю (підзолисті і болотні грунти, жовтоземи, червоноземи) також погіршує багато властивостей кислих грунтів. Поглинений катіон водню поступово руйнує мінерали ППК, що призводить до погіршення структури грунту, збіднення її колоїдної фракцією і, отже, зниження ЕКО [9].
Реакція грунтового розчину може змінюватися внаслідок накопичення кислих продуктів розкладання органічних залишків, під впливом виділення корінням рослин вуглекислоти і протонів, утворення азотної кислоти при нитрифицирующие діяльності мікроорганізмів, при внесенні фізіологічно кислих або фізіологічно лужних мінеральних добрив. При цьому зміна реакції на різних грунтах буде неоднаково. На одних дію Подкисляющие або подщелачівающіх речовин буде виявлятися більше, на інших менше внаслідок різної буферної здатності грунтів [3].
Буферної здатністю, або буферностио, називають здатність грунту протистояти зміні реакції грунтового розчину при додаванні кислоти або основи [3, 10, 11, 12].
Розрізняють буферну здатність грунтів проти зміни реакції у бік підкислення та буферну здатність проти зміни реакції в бік подщелачивания. Буферність залежить від хімічного складу і ємності поглинання грунту, складу поглинених катіонів і властивостей грунтового розчину. Вона забезпечується здатністю різних хімічних сполук грунтового розчину, як брати участь у різних реакціях, так і виконувати подібні функції у різних умовах [13].
На думку І.С. Каурічева (1982), буферні властивості грунтового розчину пов'язані головним чином з буферною твердої фази грунту, з якою розчин знаходиться в постійній взаємодії. Найважливішу роль при цьому відіграють вміст вільних карбонатів, а також кількість і склад обмінних катіонів. Буферність грунтового розчину обумовлена також присутністю в ньому буферних систем, представлених сумішшю слабких кислот і їх солей. Найбільше значення в буферних властивостях грунтового розчину має система H 2 CO 3 + Ca (HCO 3) 2 [3]. С.Є. Іванова та співавтори (1996) вважають, що велику роль у створенні буферності грають розчинні органічні речовини, якими можуть бути найбільш рухлива фракція органічних кислот - фульвокислоти, неспецифічні органічні кислоти і їх солі [14]. О.Н. Козлова (1999) стверджує, що головними буферними комплексами, що забезпечують стійкість грунту в цілому, є тонкодисперсні фракції мінеральних горизонтів, так як вони мають високу питому поверхнею і хімічно активні [15].
Буферність грунту характеризується кількістю мілілітрів кислоти або лугу, яку необхідно додати, щоб змінити концентрацію протонів у грунтовому розчині. Зазвичай буферність грунту висловлюють графічно за допомогою кривих титрування: на графіку наносять криву титрування чистого кварцового піску, позбавленого будь-якої буферної здатності, і криву титрування досліджуваної грунту. Чим різкіше крива титрування грунту відстає від кривої титрування піску, тим більше її буферна здатність [12, 16]. Крива буферності графічно виражає зміну рН грунтової суспензії при додаванні до грунту кислоти або лугу. Буферність грунту виражається також буферної площею - площею між кривою титрування грунту і піску. Ця площа ділиться на дві частини - для кислотної і лужної областей [11, 17]. Для чорноземів буферна площа, як в кислому, так і в лужному області приблизно в 2-3 рази більше, ніж для підзолистих грунтів [3].
Буферність природних грунтів у їх природному заляганні відрізняється від буферності окремих проб грунту, яку знаходять у лабораторних умовах. Грунт динамічна, а проба грунту мертва, статична. У природних умовах буферність характеризує здатність грунтів не тільки протистояти зміні рН при додаванні кислоти або основи, але і відновлювати колишнє значення рН у часі [11].
У підтримці стабільної реакції грунтів беруть участь різні механізми буферності. У грунтах завжди відбуваються різні реакції з приєднанням і здачею протонів, тобто зустрічаються різні буферні кислотно-лужні системи. Оскільки частини буферних систем проявляють свою дію самостійно або доповнюючи один одного, виявити, оцінити окреме явище буферності дуже важко.
Найбільш важливими грунтовими компонентами і реакціями з буферним дією, на думку Д. Філеп і М. Редліх [2], є: а) приєднання і віддача протонів грунтовими колоїдами (глинистими мінералами; органічними колоїдами; гідроксидами металів, гідратованих металевими оксидами і гелями кремнієвої кислоти ), б) освіта - розчинення легковивітрюваний мінералів, в) перетворення полімерів гідроксидів алюмінію та / або алюмінієвих гидроксокомплекса; г) утворення - декомплексація органічних металевих комплексів; д) система СаСО 3 - Са (НСО 3) 2 - СО 2.
Поведінка колоїдів в значній мірі залежить від того, в якій кількості і співвідношенні зустрічаються на їх поверхні перманентні (постійні) і змінні (залежать від рН) заряди. Перманентні заряди створюються при ізоморфне заміщення в процесі освіти і перетворення глинистих мінералів. При цьому в тетраедрах SiO 4, центральні іони Si 4 + частково можуть замінюватися Аl 3 +, а іони Аl 3 + можуть бути заміщені іонами Mg 2 + або Fe 2 +. Таким чином, частина негативних зарядів іонів О 2 - і Н -, складових кристалічну решітку, залишається невідшкодованою. Навпаки, змінні заряди здатні до приєднання і віддачі протонів, утворюючи в момент віддачі протонів радикали з характером слабкої кислоти. При збільшенні рН або концентрації солей поверхневий змінний заряд збільшується, при підкисленні або розведенні розчину зменшується. Обидва типи зарядів пов'язують металеві катіони електростатично - в обмінній формі. Іони Н + приєднуються до радикалів, що несе змінний заряд, міцної ковалентним зв'язком, а протони вбудовуються в поверхню (специфічна адсорбція). Перманентні заряди подібно одновалентних металевим катіонів пов'язують протони грунтового розчину набагато слабкіше - тільки електростатично і виключно у формі Н 3 О +.
Багатокомпонентну колоїдну фракцію грунту можна вважати поверхнею зі змішаним зарядом. Для оцінки обмінних реакцій в таких системах з успіхом використовується спрощена колоїдна модель, запропонована Д. Філеп:
де - Змінні заряди, р - перманентні заряди.
При збільшенні концентрації Н + в грунтовому розчині (підкисленні) з причини специфічного зв'язування протонів поверхневий заряд і можливість зв'язуватися катіонів зменшується і частину металевих іонів, приєднаних до змінних зарядам, потрапляє в розчин
Якщо реакція середовища грунтового розчину зсувається в бік подщелачивания, реакція, яка характеризується даними рівнянням, йде у зворотний бік. Тоді іони Н + зриваються зі специфічних місць зв'язку, внаслідок чого поверхневий заряд і ємність катіонного обміну грунтів збільшуються. Такі буферні реакції грунтових колоїдів швидкі і звичайно оборотні.
Освіта і розчинення мінералів протікають відносно повільно. Для розчинення потрібен надлишок протонів, а утворення супроводжується звільненням протонів. Під час руйнування мінералу завдяки зв'язуванню протонів звільняються Аl 3 + та інші катіони.
Віддача і приєднання протонів гідрокомплексу алюмінію і полімерами гідроксидів алюмінію. Якщо концентрація Н + в грунтовому розчині зростає до такого ступеня, що рН стає більше або дорівнює 5, то з силікатної решітки розчиняється велика кількість алюмінію і у водному розчині з'являються іони гексаква-алюмінію [Аl (Н 2 О) 6] 3 +, які стабільні тільки в сільнокіслой середовищі. Якщо рН трохи вище, ніж це потрібно для підтримки гексаква-іонів, з водних молекул гідратної сфери виділяються протони і з'являються іони гідроксо-комплексу алюмінію:
[Аl (Н 2 О) 6] 3 + [Аl (Н 2 О) 6 ОН] 2 + = Н + [Аl (Н 2 О) 4 (ОН) 2] + + Н +.
Ця система веде себе як кислотно-лужний буфер. У більш лужному середовищі гидроксокомплекса полімеризуються, потім полімери приєднуються до глинистих мінералів і нейтралізують частину перманентних зарядів. При подальшому подщелачіваніі позитивний заряд полімерів поступово зменшується і блоковані місця зарядів знову звільняються. Під впливом кислоти (у результаті приєднання протона) заряд полімеру, або вільний заряд, що припадає на один іон алюмінію, зростає, а в сільнокіслой середовищі з'єднання [Аl (Н 2 О) 6] 3 + деполімеризуючу до аквакомплексіонов.
Освіта і руйнування органічних металевих комплексів супроводжується переходом протона:
М z + + H z L ML + zH +,
де L - комплексоутворюючих ліганд.
У насичених грунтах переважають Са-і Mg-комплекси, в кислих грунтах - Al-комплекси.
Буферне вплив системи СаСО 3-Са (НСО 3) 2-СО 2-Н 2 О. Реакцію середовища системи регулює рівновагу реакції
СаСО 3 + [H + + HCO - 3] Са (НСО 3) 2 Ca 2 + + 2ОН - + Н 2 СО 3
Відповідно до цього у карбонатних грунтах розчинення СаСО 3 знижує надбавку Н +, а освіта (випадання в осад) СаСО 3 - надлишок ОН -.
Те, в якій області рН найбільш ефективна та чи інша буферна система, визначається постійної дисоціацією протоновану форми функціональних груп, які поводяться як слабкі кислоти. Чим слабкіше кислота, чим сильніше пов'язує протони протоновану форма, тим при більш високих значеннях рН вступає в дію система. У різних фазах підкислення або подщелачивания - залежно від змісту колоїдів, їх якості і насиченості - в грунті отримують провідну роль ті чи інші буферні системи [2, 12].
Б. Ульріхом (1980, 1983, 1986) розроблена концепція буферних зон грунтів, відповідно до якої ті чи інші компоненти грунту відповідальні за створення буферності грунту, до кислоти в різних діапазонах значень рН, причому в межах кожного діапазону провідна роль належить тільки однієї буферної реакції.
Карбонатна буферна зона має значення тільки в грунтах, що містять карбонати, і відповідно мають рН більше 6,2. Основний буферної реакцією є розчинення карбонатів.
Силікатна буферна зона відіграє найбільшу роль у діапазоні значень рН від 5,0 до 6,2. Основним механізмом буферності є заміщення протонів лужних і лужноземельних металів, що входять в кристалічну решітку мінералів. Буферна ємність у межах цієї зони залежить від мінералогічного складу грунту, який визначає зміст підстав.
Іонообмінна буферна зона відповідає діапазону значень рН від 4,2 до 5,0. Основний буферної реакцією є витіснення кальцію протоном з грунтового поглинаючого комплексу. Прогресивне підкислення викликає перехід грунту в стан, що відповідає наступній - алюмінієвої - буферній зоні.
Алюмінієва буферна зона відповідає діапазону значень рН 4,2-3,2. Основний буферної реакцією є звільнення алюмінію з глинистих силікатів.
Залозиста буферна зона характеризується дуже низькими значеннями рН (менше 3,2), при яких починається розчинення гідроксидів заліза, яке є основною буферної реакцією [18].
Буферність і буферні властивості грунтів містять в собі певну, притому чималу, інформацію про процеси грунтоутворення, яку можна використовувати при вирішенні питань діагностики та класифікації грунтів. Інформація про стійкість грунтів щодо підкислення і подщелачивания може служити в якості теоретичної основи при вирішенні общеекологіческіх завдань і багатьох практичних питань хімізації землеробства [19].
2 Природно-кліматичні умови дослідження
2.1 Агрокліматичні умови
За біокліматичних показниками територія Челябінської області підрозділяється на підзони: гірничо-лісова зона, північна лісостеп, південна лісостеп, степ; в Курганській відсутня гірничо-лісова. Південна лісостепова підзона - це Агаповскій, Верхньоуральський Єткульський, Троїцький та Увельський райони Челябінській області; Альменевскій, Сафакулевскій, Кетовскій, Юргамишскій райони. Розташована вона також у межах зауральського пенеплена Західно-Сибірської низовини і має типовий рівнинний характер [20].
Південна лісостепова грунтово-кліматична підзона характеризується відносно великою кількістю тепла і явним дефіцитом вологи.
Сума ефективних температур понад 10 ° C становить 2000-2150 ° С. Цей рівень теплообеспеченности настає 5-8 травня, закінчується 19 вересня, тобто період активної вегетації рослин триває 130-135 днів. Навесні заморозки припиняються зазвичай 17-20 травня, восени трапляються в третій декаді серпня. Такий температурний режим дозволяє вирощувати не тільки зернові, а й багато інших, більш теплолюбні культури.
За кількістю атмосферних опадів південна лісостеп значно поступається північній і тим більше гірничо-лісовій зоні. Тут за вегетаційний період їх випадає 190-225 мм. Гідротермічний коефіцієнт (за Селянинова) не перевищує 0,9-1,0, запаси вологи в грунті до початку сівби ярових зернових бувають недостатні - 115-135 мм у метровому шарі, або 45-60% від потреби сільськогосподарських культур. Засуха і суховії в районах південної лісостепу бувають практично щороку. Найбільш посушливий місяць - червень. У цих умовах ефективне ведення землеробства можливо тільки при застосуванні агротехнічних прийомів з накопичення, збереження та економічному використанню вологи.
Стійкий сніговий покрив формується в першій декаді листопада і зберігається протягом 145-150 днів. Висота його збільшується повільно. На початку грудня сніговий покрив досягає 10 см, в січні 15-20 см і тільки до кінця лютого 30-40 см. При сильних морозах, що досягають у січні - 44-48 ° С, грунт глибоко (до 150-170 см) і сильно промерзає, а навесні пізно відтає.
2.2 Грунтовий покрив
Південна лісостеп розташована в межах зауральського пенеплена Західно-Сибірської низовини. Рельєф зони типово рівнинний.
У грунтовому покриві переважають чорноземи вилужені, на частку яких припадає 34,8% загальної площі, 46% ріллі та 45,9% сільгоспугідь. Друге місце займають чорноземи звичайні, розповсюдження яких характеризується відповідно такими показниками: 21,3, 30,7 та 26,7%.
Великі площі займають солонці - 14,9% загальної площі, 12,2% орних земель і 19,5% сільгоспугідь. більше 3% від площі грунтового покриву, 2,2% ріллі і 2,4% природних сільгоспугідь припадає на сірі лісові осолоділі грунту [21].
Чорноземні грунти в лісостеповій зоні представлені опідзоленими, вилуженими і типовими чорноземами.
Серед чорноземних грунтів в кожній підзоні розвинені їх полугідроморфние аналоги - лучно-чорноземні грунти. Вони формуються в умовах підвищеного зволоження за рахунок тимчасового скупчення вод поверхневого стоку при глибоких грунтових водах або за рахунок відносно неглибоких грунтових вод.
Профіль лучно-чорноземних грунтів морфологічно в основних рисах близький до профілю чорноземів. Однак особливі гідрологічні умови надають йому і ряд специфічних ознак: більш інтенсивна (зазвичай чорна) забарвлення верхньої частини гумусового профілю, деяка розтягнутість гумусового шару і глеюваті нижніх горизонтів. Профіль лучно-чорноземних грунтів підрозділяється на наступні горизонти: А, (А п), В 1 В 2, С. Лучно-чорноземні грунти приурочені до плоских недреноване междуречьям, а також до знижених елементах рельєфу: широкі лощини, шлейфи схилів, лимани і т . п.
Тип лучно-чорноземних грунтів поділяється на два підтипи - луговато-чорноземні та лучно-чорноземні. Кожен з підтипів ділиться на роди: звичайні, опідзолені, вилужені, солонцюваті, солонмакуватими, осолоділі, карбонатні. Поділ на види в межах роду пов'язане, як і у чорноземів, зі ступенем вираженості родових ознак (слабо-, середньо-і сільновищелоченние або солонцюваті і т.п.), а також з потужністю гумусового шару (A + B 1) і гумусність. Лучно-чорноземні грунти, за винятком солонцюватих і солонмакуватими пологів, високородючих. Вони мають підвищену зволоження [22].
Лугові і лучно-чорноземні грунти займають 5,5% земель сільськогосподарського призначення. Сформувалися вони в знижених елементах рельєфу і при заляганні грунтових вод на глибині 2,5-5 м від поверхні грунту. За родовим класифікаційними ознаками лугові і лучно-чорноземні грунти поділяються на опідзолені, вилужені, карбонатні і солонмакуватими. За гумусність і потужності перегнійно горизонту їх класифікація аналогічна грунтам чорноземного типу.
Алювіальні грунти в грунтовому покриві мають незначну питому вагу. Під сільськогосподарськими угіддями їх 0,9%. Цей тип грунтів представлений переважно Дерно-луговими різновидами.
За гранулометричному складу лучно-чорноземні лугові і алювіальні Дерно-лугові грунти відносяться до середньо-і важкосуглинисті різновидам. Але серед них нерідко зустрічаються грунту глинистого складу [23].
При середньо-і важкосуглинисті гранулометричному складі лугові і лучно-алювіальні грунти у верхньому горизонті містять 6,1-8,2% гумусу, мають хорошу оструктуренность. Водопрочной агрегати розміром більше 0,25 мм складають 41-52% від загальної маси. З глибиною структурність цих грунтів збільшується, тому вони мають високу загальну порозность і порозность аерації. У цих умовах створюється промивної водний режим, що виключає можливість вторинного засолення грунтів при поливі і заляганні грунтових вод навіть на рівні 4-5 м. Тим більше що грунтові води в місцях поширення лучно-чорноземних та лучно-заплавних грунтів переважно прісні з мінералізацією 0,4 -0,8 г / дм 3. У той же час слід відзначити, що на території південного лісостепу і степових районів можливий розвиток солончакової процесу і формування луговий солончакової грунту.
За вмістом гумусу лугові грунти відносяться до середньогумусні. Його кількість в орному шарі коливається в межах від 4,5 до 7,2% (середнє 5,6%), в горизонті Аl цілинних різновидів - 01 6,1 до 8,2% (середнє 6,8%). Азотний фонд відповідає гумусового стану грунтів: на ріллі його вміст у середньому 0,13%, на цілині - 0,16%, при цьому кількість легкогідролізуемой фракції елемент було практично однакове - 28 і 29 мг на 1 кг навішування. Забезпеченості рухомими формами фосфору знаходиться на рівні від середньої (60-94 мг / кг) до високої (229-257 мг / кг), калієм - переважно підвищена і висока [3].
3. Програма дослідження
3.1 Місце і час дослідження
Грунтові зразки взяті в 2003 році на дослідному полі № 3 Курганського НИИСХ, де дослідження з обробки грунту ведуться в пятіпольном зернопаровом сівозміні з 1968 р. Перші три роки добрива тут не вносилися. До 1977 року способи обробки грунту вивчалися в сівозміні пар - пшениця - пшениця - вика + овес на сіно - пшениця на трьох фонах удобрення (O, P 16, N 24 P 16). У 1978 році для посилення конкуренції з боку бур'янів замість однорічних трав на сіно введений в сівозміну овес, що прибирається на зерно. Фонів удобрення залишили два: О, N 40 P 20. Перші чотири варіанти обробки грунту зберігаються без змін всі роки досліджень. Неудобренной ділянки розміщуються на колишньому місці, добрив вони не отримували від дня освоєння цілини.
Таблиця 1 - Схема основного обробітку грунту на досліджуваних варіантах
Пар, під першу пшеницю | Під другу пшеницю | Під овес | Під пшеницю Після вівса | |
восени | влітку | |||
Плоскорезная на 10-12 см | Відвальна на 25-27 см | Відвальна на 25-27 см | Відвальна на 25-27 см | Відвальна на 25-27 см |
Плоскорезная на 10-12 см | Плоскорезная на 25-27 см | Плоскорезная на 25-27 см | Плоскорезная на 25-27 см | Плоскорезная на 25-27 см |
Плоскорезная на 10-12 см | Плоскорезная на 10-12 см | Плоскорезная на 10-12 см | Плоскорезная на 10-12 см | Плоскорезная на 10-12 см |
Плоскорезная на 10-12 см | Відвальна на 25-27 см | Плоскорезная на 10-12 см | Відвальна на 25-27 см | Плоскорезная на 10-12 см |
З 1987 року всі ділянки поперек поділені на дві частини. Одна з них при необхідності обробляється гербіцидами, інша не обробляється.
Повторність в досліді триразова, розміщення систематичне. Розмір загальної ділянки 60 х 22 = 1320 м 2, удобреному - 60 х 11 = 660, гербіцидною - 30 х 22 = 660 м 2, облікової - 30 х 2 = 60 м 2.
Керівники: Кузнєцов П.І. - 1971 р.
Безвіконного В.Г. - 1972-1975 рр..
Глухих М.А. - 1976-2001 рр..
Виконавці: Попов О.П. - 1970-1994 рр..
Біличів А.А. - 1994-1995 рр..
Батік В.Г. - 1996-1997, 2002-2003 рр..
Апетенок Г.Л. - 1997-2003 рр..
3.2 Грунт дослідного поля
Досліди ведуться на рівнинній ділянці з легким ухилом на північ. Почвообразующие породи легкий суглинок і супіски з рівномірною жовтим забарвленням і вираженої карбонатністю. Грунт чорнозем вилужений легкосуглинкові малопотужний малогумусні.
Морфологічний опис грунту:
Розріз I
А п (0-28 см) Чорний легкосуглинкові пилувато-грудкуватих пухкий з безліччю коренів, перехід помітний
ВС (28-60 см) Темно-бурий щільний, коренів багато, з затеками гумусу
С (60-160 см) Жовтий легкий суглинок, вологий, скипає з 72 см.
Розріз 2
АП (0-35 см) Чорний вологий пухкий грудкуватих, перехід помітний, коренів багато
БС (35-85 см) Ущільнений з гумусовими патьоками, перехід ясно виражений, скипає з 83 см
С (85-167 см) Жовтий сухий щільний
Розріз 3
АП (03-33 см) Чорний вологий рихлокомковатий, коренів багато, середньосуглинкові
ВС (33-71 см) Темно-бурий середньосуглинисті вологий з гумусовими патьоками
С (71-170 см) Жовтий супіщаний вологий, скипає з 81 см, білоочки з 85 см
Розріз 4
А п (0-34 см) Чорний вологий рихлокомковатий, важкосуглинисті, коренів багато, перехід помітний
БС (34-87 см) Темно-бурий вологий важкосуглинисті, щільний, з гумусовими затеками, скипає з 86 см
С (87-170 см) Темно-бурий вологий, з 110 см сухий суглинок, важкий, з 87 см зустрічаються білоочки
Розріз 5
А п (0-35 см) Суглинок чорний важкий вологий рихлокомковатий, коренів багато, перехід помітний
ВС (35-87 см) Темно-бурий вологий щільний, з гумусовими затеками, скипає з 70 см
С (87-185 см) Темно-бурий важкосуглинисті щільний карбонизовані, зі 103 см зустрічаються білоочки
За механічним складом це суглинки легкі, середні і важкі (таблиця 2). За потужністю гумусового горизонту чорнозем 1 розрізу малопотужний, всіх інших - можна віднести до середньоглибокі (потужність перегнійно горизонту А + В1 не менше 30 см.). За вмістом гумусу - чорнозем малогумусні. Вміст гумусу в перегнійно горизонті всіх розрізів не перевищує 6%.
Таблиця 2 - Механічний склад грунту
У відсотках
Номер розрізу, генетичний горизонт | Горизонт, см |