1.9.2. Почвенные коллоиды и физико-химическая поглотительная способность

Твердая 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.

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

(табл. 24).

Таблица 24

Емкость катионного обмена глинистых минералов и других почвенных коллоидов при рН = 7 (Поддубный, Александров)

Название коллоида	ЕКО, м.-экв на 100 г
Каолинит	3-15
Монтмориллонит	60-150
Иллит	20-40
Вермикулит	65-145
Минеральные коллоиды чернозема	70-90
Гуминовые кислоты	400-500
Органоминеральные коллоиды чернозема	150-250

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 молекулярнораздробленных частиц.

Рис. 2. Строение коллоидной частицы

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 (Мп₂ОзиН₂О)_р 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 [Fe(OH)₃unH₂O], алюминия [Al(OH)₃unH₂O], 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⁺ < Са²⁺ < Fe³⁺ . Внутри рядов ионов одной валентности энергия поглощения увеличивается с возрастанием атомной массы: ⁷Li < ^Na < ^K; ²⁷Mg < «Ca < ^S9Co < ^u2Cd; ²⁷A1 < ^Fe. 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 100г почвы и 500г 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/100г, а в легких малогумусных - 3-8 м.-экв/ЮО г.