ЩЕЛОЧНОСТЬ И КИСЛОТНОСТЬ ПОЧВ

 

По формам проявления кислотных и щелочных свойств почв при­нято различать актуальную и потенциальную кислотность и ще­лочность.

Актуальные кислотность и щелочность характеризуются кон­центрацией ионов водорода и гидроксила в почвенном растворе.

Степень кислотности и щелочности почвенных растворов, вы­тяжек и суспензий оценивают величиной рН. Количественно ки­слотность и щелочность определяют по содержанию титруемых, со­ответственно, щелочами (обычно NaOH) или кислотами (НС1) ве­ществ, обладающих кислыми или щелочными свойствами.

На практике чаще измеряют рН водной вытяжки или водной суспензии, а не рН почвенных растворов. Кислотность почвенных растворов связана с присутствием в почвах свободных органиче­ских (главным образом гумусовых) и неорганических (преимуще­ственно угольной) кислот и других органических и минеральных соединений, способных оказывать влияние на кислотно-основное равновесие в почвенных растворах. Среди таких органических ком­понентов почв следует назвать соединения, содержащие фенольные ОН-группы, а среди минеральных компонентов — соединения, со­держащие катионы А1³⁺ и Fe³⁺, кислотные свойства которых со­измеримы с кислотными свойствами таких кислот, как угольная и уксусная.

Кислотные свойства катионов и основные свойства анионов определяются их способностью к гидролизу (константой гидролиза). Константа гидролиза К_Г иона равна:

 

К_Г = К_W / К_Д, где

 

К_W – ионное произведение воды;

К_Д - константа диссоциации слабого электролита (кислоты или основания), которым образована соль

Ионное произведение чистой во­ды меняется при атмосферном давлении от 0,1139 · 10^-14 (0°С) до 9,614 · 10^-14 (60°С), а около 25°С имеет значение 1,008 · 10 ^-14. По­этому для почвенных растворов обычно принимают:

 

К_Г · К_Д = 10^-14, или рК_Г + рК_Д = 14, где

 

рК_Г и рК_Д – отрицательные логарифмы соответствующих кон­стант.

Для наиболее часто встречающихся в почве ионов значения рК_Г:

 

S^2- + H₂O ↔ HS^- + OH^- 13,8

PO₄^3- + H₂O ↔ HPO₄^2- + OH^- 12,4

CO₃^2- + H₂O ↔ HCO₃^- + OH^- 10,3

H₃SiO₄^- + H₂O ↔ H₄SiO₄ + OH^- 9,4

H₂BO₃^- + H₂O ↔ H₃BO₃ + OH^- 9,1

HPO₄^2- + H₂O ↔ H₂PO₄^- + OH^- 7,2

HCO₃^- + H₂O ↔ H₂CO₃ + OH^- 7,0

HS^- + H₂O ↔ H₂S + OH^- 6,4

 

Сравнение значений рК_Г показывает, что наиболее сильно гидролизуются с образованием гидроксил-ионов, т.е. основ­ными свойствами обладают ионы S^2-, РО₄^3- и СО₃^2-.

Определенного вклада в щелочность следует ожидать и от ионов H₃SiO₄^- и Н₂ВО₃^-. Однако в реальных условиях, поскольку вклад в формирование щелочности зависит не только от константы гидролиза, но и от концентрации соответствующих ионов, в большин­ствепочв щелочность определяется присутствием карбонат-ионов. Рассмотренное ранее при анализе карбонатного равновесия в при­родных водах уравнение позволяет связать активность ионов водо­рода в растворе с равновесным значением парциального давления СО₂ над ним и произведением растворимости карбоната кальция, характеризующим твердую фазу карбонатной системы:

 

, где (121)

 

– активность ионов водорода в растворе;

– парциаль­ное давление СО₂; К₁ и К₂ –константы диссоциации угольной ки­слоты по первой и второй ступеням соответственно;

Кг(со₂) – кон­станта Генри для диоксида углерода;

и коэффициенты активности соответствующих ионов;

– произведение растворимости карбоната кальция.

В случае, когда почвенные воды находятся в равновесии с атмо­сферным воздухом и кальцитом, рН раствора составит около 8,3. Присутствие магнезита MgCO₃ может увеличить рН до 10,0-11,0. В случае отсутствия карбонатов кальция и магния в почве и уве­личения концентрации диоксида углерода в почвенном воздухе рН раствора снижается и при содержании СО₂, равном 5-10%(об.), мо­жет снизиться примерно до 4.

Потенциальные кислотность и щелочность почв проявляются в результате различных воздействий на почву. В настоящее время понятие потенциальной кислотности почв разработано значительно более подробно, чем понятие потенциальной щелочности, сведений о которой недостаточно.

Потенциальную кислотность почв принято определять при воздействии на почву растворов хлорида калия (обычно 1 н. рас­твор КС1) – обменная кислотность – или растворов гидролитиче­ски щелочной соли (обычно 1 н. раствор CH3COONa) – гидроли­тическая кислотность.

Обменную кислотность оценивают по величине рН солевой вы­тяжки. Для количественного определения кислотности солевую вы­тяжку титруют раствором щелочи.

В случае обработки почвы раствором КС1 возможны следующие реакции обмена катионов почвенно-поглощающего комплекса:

 

ППК-Н⁺ + КС1 → ППК-К⁺ + НС1; (124)

ППК-А1³⁺ + ЗКС1 → ППК-К⁺ + А1С1₃.

 

В дальнейшем, при титровании солевой вытяжки раствором NaOH, в реакцию вступают НС1 и А1С1з:

 

НС1 + NaOH → NaCl + Н₂О;

А1С1₃ + 3NaOH → 3NaCl + А1(ОН)₃.

 

Ионы А1³⁺, выделенные из почвенно-поглощающего комплекса в раствор, оказывают влияние на степень кислотности, поскольку в водных фазах образуются ионы А1(ОН)₂⁺ и А1ОН²⁺.

Процесс ионного обмена, протекающий при обработке почвы раствором CH₃COONa, можно представить уравнением:

 

ППК-Н⁺ + CH₃COONa → ППK-Na⁺ + СН₃СООН. (125)

 

Уксусная кислота, образующаяся в этом случае, как известно, значительно слабее, чем соляная, выделяющаяся при обработке почв растворами КС1. Поэтому процесс обмена по реакции (125) протекает более глубоко, чем по реакции (124), и величина гидро­литической кислотности всегда выше, чем величина обменной ки­слотности. Значения рН водной вытяжки после обработки почвы 1 н. раствором CH₃COONa обычно находятся в интервале 6,2–7,5 в отличие от рН 3,0 – 6,5, характерного для случая обработки почв раствором КС1. Интервал рН 6,2 – 7,5 соответствует области ми­нимальной растворимости А1(ОН)₃, поэтому, хотя А1³⁺ и оказыва­ет влияние на величину гидролитической кислотности и участвует в обмене катионов, в водной вытяжке, полученной при обработке почв раствором СНзСООNа, соединений алюминия практически нет.

Изучение природы потенциальной кислотности почв, как отме­чал в своих работах Д.С. Орлов, имеет не только важное теорети­ческое или познавательное значение, но от решения этого вопроса зависит и правильный выбор приемов борьбы с почвенной кислот­ностью.

Как показали экспериментальные исследования, для почв ха­рактерен самопроизвольный переход от насыщения катионами Н⁺ к насыщению А1³⁺. Так, любые почвы тем или иным способом можно насытить катионами Н⁺ и перевести их в состояние, когда в составе обменных катионов будут преобладать катионы водорода. Однако, со временем в такой почве в составе обменных катионов появятся ка­тионы А1³⁺, количество которых постепенно будет увеличиваться.

Д.С. Орлов объясняет этот процесс на примере трансформа­ции кристаллической решетки каолинита следующим образом: на сколе кристалла каолинита образуются избыточные отрицательные заряды, удерживающие обменные катионы. При обработке таких кристаллов растворами кислот происходит обмен катионов метал­лов на ионы Н⁺. Однако, поскольку катионы Н⁺ имеют значитель­но меньшие размеры, чем катионы металлов, они способны мигри­ровать во внутренние слои решетки. В дальнейшем они способны вступать во взаимодействие с ОН-группами и образовывать моле­кулы воды или новые ОН-группы, соединяясь с атомами кисло­рода. В результате таких преобразований ион А1³⁺, занимавший центральное место в алюмогидроксильном октаэдре, превращается в ион А1(ОН)₂⁺ (или А1ОН²⁺) и становится способным к ионному обмену с катионом другого металла. Часть кристаллической решет­ки алюмосиликата при этом разрушается. Такие циклы превраще­ний «почва–Me → почва–Н⁺ → почва–А1 ⁺ → почва–Me» могут повторяться из года в год, вызывая разрушение алюмосиликатной составляющей почв.