ПОГЛОЩЕНИЕ АНИОНОВ ПОЧВОЙ (1968 год)

ПОГЛОЩЕНИЕ АНИОНОВ ПОЧВОЙ (1968 год)

Вопрос об адсорбции анионов почвами еще далеко недостаточно разработан. В двадцатых годах возможность положительной адсорбции нитратов в почвах была предметом дискуссии. Одни исследователи (Шмук, 1924 и др.) обнаруживали поглощение нитратов в почвах; в опытах других исследователей наблюдался противоположный результат (Лебедянцев и Астафьев, 1924). Большинство мнений сводилось к тому, что анионы физико-химически не поглощаются. Благодаря развитию знаний об электрокинетических свойствах коллоидов наметились и новые пути изучения адсорбции анионов. Мы знаем теперь, что в почве наряду с отрицательными коллоидами существуют в некотором количестве и коллоиды положительно заряженные. Отрицательный заряд комплексных коллоидных частиц представляет собой суммарную величину, и входящие в их состав положительные коллоиды могут принимать участие в адсорбции.

Изучая адсорбцию анионов, следует, очевидно, интересоваться теми условиями, при которых роль положительных коллоидов достаточно ярко выявлена.

Адсорбция анионов в почве зависит от нескольких факторов. Основные из них следующие: а) особенности самих анионов; б) состав почвенных коллоидов и их электрокинетические свойства; в) реакция среды (pH).

а) Если расположить анионы по возрастающей способности к адсорбции, то получим следующий ряд:

Чем больше валентность аниона, тем больше его способность адсорбироваться на поверхности коллоидов. Исключение составляет только ион ОН^-, обладающий наибольшей активностью, несмотря на малую валентность. Это можно объяснить тем, что с увеличением валентности аниона уменьшается диссоциация соединения, образующего двойной слой, а реакция идет в сторону образования наименее диссоциированных соединений.

Очень слабо диссоциируют и соединения, которые образует ОН^- с ионами Fe и А1, стоящими во внутренней обкладке двойного слоя положительных коллоидов.

б) Состав коллоидов (их гранул) в большой мере влияет на поглощение анионов; с возрастанием количества полуторных окислов (базоидов) в составе почвенных коллоидов увеличивается поглотительная способность почвы по отношению к анионам.

в) Изменение реакции среды (см. выше в разделе об электро-кинетических свойствах) влечет за собой изменение потенциала коллоидов; подщелачивание повышает отрицательный потенциал, подкисление — положительный. Отсюда следует, что кислая среда способствует большей адсорбции анионов, и, наоборот, в

щелочной среде адсорбция анионов ослаблена.

Эти закономерности были установлены работами С. Мэттсона (1931) и в основном подтверждены рядом дальнейших исследований. Так,

И. Н. Антиповым-Каратаевым и А. И. Рабинерсоном (1933) были получены следующие данные по поглощению анионов при обработке почв кислотами (табл. 74).

Т а б л и ц а 74 Поглощение анионов в мг-экв на 100 г почвы (по Антипову-Каратаеву и Рабинерсону, 1933)

Поглощение фосфат-ионов

Иначе обстоит дело с поглощением анионов солей фосфорной кислоты; оно представляет собой широкое распространенное и ярко выраженное явление. Благодаря большому значению фосфора в в питании растений на поглощении его почвой необходимо остановиться особо.

О том, в какой мере поглощается фосфор в различных почвах, можно составить представление по данным опыта (табл. 75), приводимым Д. Л. Аскииази (1949):

Таблица 75

Поглощение почвами фосфора из внесенного Са(Н2РО4)2 (по Д. Л. Аскпнази, 1949)

Как видно из табл. 75, все три различные почвы, с которыми проводился опыт, удержали большую часть внесенной фосфорнокислой соли в форме, не переходящей в водную вытяжку. При этом особенно сильное поглощение наблюдается на красноземе, где даже большие дозы Р оказались поглощенными почти нацело.

Образование более основных фосфатов кальция при реакции, близкой к нейтральной, возможно и в отсутствие карбонатов кальция,

за счет реакции обмена с катионом кальция из диффузного слоя почвенных коллоидов:

Способностью поглощать фосфаты обладают и почвы, лишенные подвижных двухвалентных и трехвалентных ионов. Так, Ремезов и Власова (1934) наблюдали поглощение фосфатов дерново-подзолистой почвой (горизонты А и В) и черноземом (горизонт В), в которых обменный Са был полностью замещен на Na. Очевидно, что, кроме химического осаждения за счет взаимодействия с катионами почвенного раствора или обменными катионами, в поглощении фосфатов большую роль играет и другое явление — явление физико-химического поглощения почвенными коллоидами.

В физико-химическом поглощении почвой фосфатов принимают участие как аморфные почвенные коллоиды (их базоидная часть — полуторные окислы), так и окристаллизованные образования гидратов окиси железа и алюминия, а также и глинные минералы.

Механизм обменной адсорбции фосфат-ионов на поверхности положительно заряженных коллоидов заключается в том, что фосфат-ионы обмениваются на ионы компенсирующего слоя и сами могут быть в той или иной мере заменены активными анионами, такими, как арсенат, цитрат, тартрат, силикат-ионы, ОН^- (Дин и Рубине, 1947). Подкисление реакции, повышая активность базоидов, усиливает поглощение ими фосфатов, поэтому в кислых почвах (красноземах, подзолистых) оно идет интенсивнее. Поскольку рыхлые аморфные гидраты полуторных окислов имеют большую поверхность, чем их кристаллические разности, они отличаются значительно большей способностью к адсорбции фосфатов по сравнению с минералами полуторных гидроокислов, как гётит, гематит, гиббсит и др.

Помимо указанной схемы обменной адсорбции фосфатов, характерной для положительных коллоидов, количество которых в большинстве почв невелико, поглощение фосфатов, очевидно, происходит и иными путями. Молекулы фосфорнокислой соли могут быть поглощены безобменно: при этом фосфат-ион адсорбируется в потенциал-определяющем слое отрицательных коллоидов, притягиваясь к А1 кристаллической решетки, а связанный с ним катион становится в диффузный слой; естественно, что при этом повышается плотность заряда на поверхности частицы.

К объяснению поглощения фосфатов путем адсорбции фосфат-иона в потенциал-определяющем слое почвенных коллоидов приходит в результате своих исследований С. Н. Иванов (1962).

В отличие от сказанного об адсорбции фосфат-ионов в потенциал-определяющем слое отрицательных коллоидов, согласно схеме, которую С. Н. Иванов приводит в качестве рабочей гипотезы, поглощение фосфат-ионов происходит в обмен па ОН - слоя противоионов положительных коллоидов. При этом часть валентностей фосфат-иона остается свободной, сообщая частице отрицательный заряд и привлекая катионы из раствора в качестве компенсирующего слоя.

Не отрицая возможности такого типа взаимодействия между фосфатом и коллоидом полуторных окислов в условиях нейтральной или слабокислой среды, отметим, что в кислой среде, где диссоциация положительных коллоидов велика, более вероятно обменное поглощение фосфат-анионов

на незаряженной поверхности коллоида в качестве потенциал-определяющих ионов; катионы при этом образуют слой противоионов (см. о происхождении заряда коллоидов, стр. 122).

Поглощение фосфат-ионов в качестве потенциал-определяющих влечет за собой увеличение количества обменных катионов или емкости поглощения катионов, что многократно наблюдалось в опытах (Айдинян, 1935; Тоз, 1937; Иванов, 1962) (табл. 77).

Глинные минералы, которые, как указывалось выше, являются амфолитоидами, наряду с отрицательно заряженными местами поверхности имеют и положительно заряженные места. Потенциал-определяющими ионами здесь служат ионы А1, а в диффузном слое находятся анионы (ОН^-, С1^-, НСО^-). Обмениваясь на эти анионы фосфат-ионы прочно поглощаются минералами.

На путь адсорбции фосфат-ионов в обмен на ОН^--ионы поверхности минералов указывают Мак-Олифф и др. (Me Auliffe а. о. 1947) на основании опытов с мечеными ионами.

Убедительным подтверждением этой же точки зрения являются опыты Вэй (Wey, 1954), в которых показана роль А1 монтмориллонита в поглощении им фосфора (табл. 78); после блокирования минерала алюминоном, образующим с А1 стойкие соединения, поглощение фосфорной кислоты минералом резко падает. На основании числа периферических ионов А1, имеющихся на боковых поверхностях образца минерала, Вэй вычислил емкость поглощения анионов фосфорной кислоты этим образцом, и она оказалась очень близка к фактически полученной в опыте.

Таблица 77 Влияние хлорид-ионов и фосфат-ионов на адсорбцию калия (почва: раствор= 1 : 10) (по С. Н. Иванову, 1962)

Таблица 78 Количество фосфора, адсорбированное (при pH 4) в мг Рч05 на 100 г сухого минерала (по Вэй, 1954)

По вопросу о размерах поглощения фосфат-ионов различными глинными минералами получены многочисленные и частично разноречивые материалы.

В одних исследованиях каолинит проявил значительную адсорбционную способность по отношению к фосфатам (Шеффер и Шахт-шабель, 1952), в других—ничтожную (Д. Л. Аскинази и К. Е. Гинзбург, 1950). Неодинаковые результаты имеются по отношению к монтмориллониту и другим мипералам. Эта разноречивость в ряде случаев объясняется разницей в условиях постановки опытов: подготовки адсорбентов, их дисперсности, концентрации растворов фосфатов, времени взаимодействия раствора с адсорбентом.

Адсорбционная способность глинных минералов по отношению к фосфат-ионам зависит от процента содержания в них R2О3 (полуторных окислов) или (что то же) от величины отношения SiО2 : R2О3, но, кроме того, существенную роль играет и степень дисперсности минералов. Чем выше процент R2О3 в коллоиде

Но каолинит имеет грубую степень дисперсности, суммарная поверхность его мала по сравнению с монтмориллонитом, отличающимся высокой степенью дисперсности; поэтому возможно, что в природных условиях монтмориллонит будет адсорбировать больше Р, чем каолинит. Если же путем растирания сблизить степени их дисперсности (сделать их рентгеноаморфными) 1, то разница в химическом составе отчетливо скажется на различном поглощении Р (Горбунов, 1959).

1) Т. е. не обнаруживающими кристаллической структуры по данным рентгенографических анализов.

В табл. 79 ясно видны эти соотношения. Окристаллизованный каолинит поглощает значительно меньше фосфора, чем такой же монтмориллонит. Но после растирания не только возрастает поглотительная способность обоих минералов по отношению к Р, но они меняются местами, соответственно содержанию в них А1: больше фосфат-ионов поглощает каолинит. Галлуазит имеет одинаковый состав с каолинитом и сходную структуру, но отличается от него более высокой дисперсностью и большей гидрофильностью; сочетание этих свойств определяет большую адсорбционную способность галлуазита по отношению к фосфору.

Из табл. 79 видно также, что аморфные несиликатные полуторные окислы, имеющие огромную поверхность, поглощают много фосфора. По мере кристаллизации и сокращения поверхности поглощение Р уменьшается. Гетит и гиббсит поглощают Р в очень небольших количествах.

Таблица 79 Поглощение фосфора глиннымн минералами и несиликатными полуторными окислами (по Н. И. Горбунову, 1962)

Таблица 80 Влияние гуминовой кислоты на поглощение фосфора (по Н. И. Горбунову, 1959)

Органические вещества почвы, гумусовые кислоты, как аци-доиды, не принимают участия в адсорбции фосфат-ионов. Покрывая пленкой минеральные частицы, гумусовые кислоты уменьшают поглощение ими фосфатов. Соединяясь с полуторными окислами, гумусовые кислоты нейтрализуют их положительный заряд и опять-так и уменьшают адсорбцию фосфатов (табл. 80).

Физико-химическое поглощение фосфора в почвах (поглощение в двойном слое почвенных коллоидов) в большей мере зависит от pH среды. В качестве примера этой зависимости приведем некоторые данные опыта С. Г. Рыдкого (1935), в котором изучалось влияние pH на поглощение фосфора подзолистой почвой, предварительно насыщенной аммонием для того, чтобы исключить влияние обменных катионов (Са, А1) на поглощение Р:

Как видно из приведенных данных, увеличение кислотности в широком интервале pH (3,5—7,3) увеличивает поглощение фосфора. Объяснение этому, очевидно, лежит в повышении активности полуторных окислов в кислой среде. При еще большей кислотности (pH < 3), при которой начинается растворение адсорбента, поглощение Р уменьшается. Интересно отметить небольшое повышение адсорбции фосфат-ионов в щелочной среде при pH 7,6, которое, вероятно, объясняется безобменным поглощением молекул, при котором фосфатные анионы поглощаются в потенциал-определяющем слое.

Суммируя сказанное об условиях физико-химического поглощения фосфат-иона в почвах, укажем, что это явление имеет место почти во всех почвах, но в особенно резкой форме наблюдается в кислых почвах, богатых полуторными окислами (особенно в в аморфном состоянии) и бедных органическими веществами, такими, как красноземы, латериты. Напротив, нейтральные почвы с малым содержанием полуторных окислов в коллоидной фракции и с высоким процентом гумуса, такие, как черноземы, адсорбируют фосфат-ионы сравнительно гораздо слабее (табл. 81).

Таблица 81 Поглощение фосфора почвами (по Н. И. Горбунову. 1959)

Обменное поглощение фосфат-ионов. Как уже отмечалось выше, некоторая часть поглощенных фосфат-ионов может обмениваться па другие анионы. Способные к обмену фосфат-ионы, сравнительно легко извлекаемые из почвы, очевидно, имеют большее значение для питания растений по сравнению с той частью адсорбированных фосфат-ионов, которые более прочно удерживаются на поверхности коллоидов и неспособны к обмену. В связи с этим возникает интерес к определению количества обменных фосфат-ионов в почве, а также емкости поглощения фосфат-ионов и степени насыщенности ими почвы (аналогично емкости поглощения катионов и степени насыщенности ими). Однако в отличие от того, что имеет место для катионов, определение указанных величин для фосфат-ионов встречает значительные затруднения. Присутствие в почвах солей фосфорной кислоты (Са, Mg, Fe, А1) разной степени растворимости и изменчивость этой растворимости в зависимости от условий pH, концентрации солей усложняют разработку методики, предназначенной для изучения процессов обмена в чистоте, т. е. без участия процессов растворения-осаждения.

Для извлечения из почвы обменных фосфат-ионов, происходящего согласно схеме:

Чем меньше степень насыщенности почвы обменным фосфором, тем с большей «жадностью» почвенные коллоиды поглощают фосфор, появляющийся в почвенном растворе в результате процессов минерализации или растворения или при его внесении в качестве удобрения, и тем труднее обменный фосфор доступен растениям.

Значение степени насыщенности фосфат-ионами для доступности фосфора растениям хорошо иллюстрируется работой В. И. Штатно-ва и С. В. Одинцовой (1935). В вегетационном опыте с овсом в качестве источника фосфора был дан чистый гель гидрата окиси

железа трех различных степеней насыщения NaH2PО4: 1 г геля содержал 3,24; 16,73 и 21,21 мг Р2О5. Для сравнения в ряд сосудов была внесена свободная соль NaH2PО4 (без геля). Урожай овса, полученный в опыте, виден из табл. 82.

Таблица 82 Влияние степени насыщенности геля фосфат-ионами на их доступность растениям. Урожай овса в г на сосуд (по Штатноеу и Одинцовой, 1935)

Из табл. 82 видно, что гель, более насыщенный фосфором, легче отдает его растениям и, следовательно, в большей степени обеспечивает питание растений.

На основе данных работы Штатнова и Одинцовой, А. Ф. Тюлин (1935) выдвинул понятие о «критических уровнях» (или зонах) насыщенности почвы фосфат-ионам и. При низкой насыщенности ими почвы данный ион недоступен растениям. И только начиная с какого-то уровня насыщенности или, вернее, зоны (так как едва ли возможен резкий переход от недоступного к доступному состоянию), растение уже может одерживать верх в той борьбе за ионы, которая происходит между его корневыми волосками и почвенными коллоидальными частицами.

Следует отметить, что изложенная выше методика Дин и Рубине изучения обменных фосфат-ионов является в значительной мере условной: величины, определяемые ею, зависят от концентрации растворов, их pH, длительности взаимодействия почвы с растворами, температуры и других факторов. Условия, выбранные авторами, теоретически не обоснованы, поэтому применение их методики может дать сравнимые результаты лишь для почв, достаточно близких генетически.

А. Ф. Тюлин и Т. А. Маломахова (1952), используя методику Дин и Рубине, получили следующие данные для образцов черноземов, взятых на опытных делянках, по-разному удобренных (табл. 83).

Таблица 83 Обменные фосфат-ионы в черноземах (в мг Р2О5, на 100 г почвы) (по Тюлину и Маломаховой, 1952)

Место взятия почвы	Делянка	Емкость обмена фосфат- ионов (Е)	Количество обменных фосфат-ионов в почве (А)	Степень насыщенности фосфэт- ионами (у в %)
Кузнецкая с.-х.	0	195,6	29,5	15.0
опытная станция	NPK	210,9	40,1	19,0
	Навоз	224,5	75,1	33,4
Сумская с.-х.	0	124,8	31,3	25,0
опытная станция	NPK	125,7	54,8	43,0
	Навоз	132,5	62,5	47,0

Почва Кузнецкой опытной станции с более тяжелым механическим составом (см. табл. 83) имеет значительно большую емкость поглощения фосфат-ионов (195,6 мг Р2О5 на 100 г) по сравнению с емкостью более легкой почвы Сумской опытной станции (124,8 мг Р2О5 на 100 г), но меньшую степень насыщенности (15 и 25%). На делянках, где вносились минеральные удобрения и особенно навоз, количество обменных фосфат-ионов оказалось повышенным по сравнению с неудобренными делянками. Резко повысилась под влиянием удобрений степень насыщенности почв фосфат-ионами.

Из-за отсутствия теоретически обоснованной и удобной для выполнения методики в литературе имеются лишь немногочисленные и разрозненные цифровые данные по обменному поглощению фосфат-ионов в почвах, имеющие весьма относительное значение.

В последнее десятилетие для изучения обменного поглощения фосфат-ионов широко используется реакция изотопного обмена с применением радиоактивного изотопа фосфора — Р³².

Изотопный обмен представляет собой реакцию перераспределения изотопов между отдельными частями системы, при которой не происходит макроскопических изменений химического состава фаз, и все компоненты, образующие систему, остаются постоянными. Перераспределение изотопов является обратимой химической реакцией с определенной константой равновесия.

Изменение изотопного состава может также сопровождать макроскопическую реакцию, когда протекают обычные химические процессы. В этом случае изотоп переносится реакцией из одного химического состояния в другое (реакция переноса). Реакции изотопного обмена часто сочетаются с реакциями переноса изотопов.

Изучение реакции изотопного обмена фосфора между твердой фазой почвы и раствором позволяет оценить относительную прочность связи поглощенных фосфат-ионов с почвой. Предполагается что к изотопному обмену способны лишь фосфат-ионы, адсорбированные па поверхности почвенных частиц, как сравнительно более подвижные, чем фосфат-ионы, поглощенные химически, т. е. входящие в состав малорастворимых солеи.

Однако исследования показали, что изотопный обмен возможен и для химических соединений рыхлого строения. Скорость такого изотопного обмена зависит от ряда факторов (продолжительности времени с момента образования осадка, степени его окристаллизованности, температуры и др.): чем больше возраст фосфата, чем более он окристаллизован, тем меньше скорость изотопного обмена и переноса его фосфора. Так, например, при длительном взаимодействии высокоокристаллизованного хибинского апатита с активным (содержащим Р³²) раствором КН2РО4 реакция переноса активных фосфат-ионов не наблюдалась. Наоборот, в рыхлосложенном све-жеосажденном фосфате алюминия через несколько минут взаимодействия с активным препаратом КН2РО4 значительная часть фосфат-ионов вступила в изотопный обмен (Иванов, 1962).

Сердобольский и Синягина (1954) проводили изучение обменного поглощения фосфат-ионов следующим методом: навески чернозема по 25 г обрабатывались 100 мл раствора Na2PО4 различных концентраций, меченных прибавлением небольших количеств изотопа Р³² в виде соли Na2HPО4. После взбалтывания с растворами почвы оставлялись в покое на 40 ч для достижения равновесия. В отфильтрованных вытяжках определялось общее содержание Р (колориметрически) и количество активного Р по отношению между активностью первоначального раствора и вытяжки. Эти данные позволяют судить о количестве фосфат-ионов, вступивших в изотопный обмен в условиях опыта, которое принимается равным количеству обменных фосфат-ионов в почве.

В табл. 84 приведены данные обменного поглощения фосфатов в черноземе, полученные при помощи реакции изотопного обмена при различных концентрациях исходного раствора.

Таблица 84
Обменное поглощение фосфатов в обыкновенном черноземе (25 г почвы+100 мл раствора Na2HPО4) 1 (по Сердобольскому и Синягиной, 1954)

Как видно из табл. 84, повышение концентрации раствора, взаимодействующего с почвой, увеличивает и абсолютное и относительное количество фосфат-ионов, определяемых в качестве способных к обмену.

Таким же путем (по несколько измененной методике) были получены данные, характеризующие обмен фосфатов в различных почвах (табл. 85). Во всех случаях реакции обмена составляли некоторую часть общего поглощения, величина которой изменялась в зависимости от характера почв и концентрации растворов. Из четырех изучавшихся почв наименьший, совсем ничтожный обмен имел место в красноземах (см. табл. 85). Здесь еще раз выявилась высокая поглотительная способность красноземов по отношению к фосфору, связанная с большим содержанием полуторных окислов в их составе. Наибольший относительный обмен был обнаружен в сероземах, почвах со слабощелочной реакцией.

Таблица 85 Обмен фосфатов в различных почвах (в мг Р2О5 на 100 г почвы) (по Сердобольскому и Синягиной, 1954)

Как видим, методика изучения обмена анионов при помощи меченых атомов позволяет получить сравнительные представления о соотношении обменного и необменного поглощения в разных почвах, но не дает абсолютных количественных показателей фосфатного обмена, характерных для данной почвы, аналогичных показателям катионного обмена. И. П. Сердобольский (1955) указывает, что «к сожалению» величина емкости поглощения фосфат-ионов не является строго постоянной, а зависит от ряда причин, и в первую очередь от скорости наступления равновесия, которая в свою очередь зависит от концентрации раствора фосфата, взаимодействующего с почвой.

Изучение кинетики сорбции (поглощения) фосфатов почвами показало (А. Д. Фокин, 1965), что она представляет собой далеко не мгновенный процесс, а продолжается в течение многих часов; при этом сорбционное равновесие устанавливается тем медленнее, чем выше концентрация исходного раствора. В первые 5 —10 мин процесс поглощения фосфатов подзолистой почвой протекает очень интенсивно, а затем резко замедляется, но не прекращается еще продолжительное время, и равновесие наступает лишь через несколько суток. Это может явиться результатом неоднородности «сорбционных мест»: в начальной стадии сорбция происходит в основном на поверхности частиц; по мере насыщения этих легко доступных сорбционных мест, начинает преобладать поглощение, связанное с диффузией фосфат-ионов к удаленным сорбционным местам (через поры микроагрегатов; через гуматные пленки на поверхности частиц; в межпакетные пространства глинных минералов). Кроме того, как отмечалось выше, возможен и другой путь поглощения фосфат-ионов, связанный с реакциями химического осаждения. Скорость его определяется в основном скоростью растворения почвенных соединений, в результате которого освобождаются элементы, способные осаждать фосфат-ионы. Очевидно, оба процесса, определяющие скорость поглощения фосфатов, возможны в почвах и неотделимы полностью друг от друга; при этом в одних почвах, очевидно, преобладает процесс, связанный с диффузией, в других — с растворением — осаждением.

Изменения прочности связей в почве поглощенных фосфат-ионов, происходящие во времени. Для поведения поглощенных фосфат-ионов в почвах характерно постепенное увеличение прочности связей во времени. Способность к обмену поглощенных фосфат-ионов, являющаяся признаком наличия сравнительно слабых связей, при этом уменьшается, что отчетливо обнаруживается реакцией изотопного обмена: чем больше времени прошло с момента поглощения фосфора, тем меньше скорость изотопного обмена. Адсорбционные соединения, очень быстро образующиеся на поверхности частиц при взаимодействии полуторных окислов с растворами фосфатов, с течением времени, очевидно, переходят в более прочные химические соединения типа RPО4 и более основных фосфатов.

Это увеличение прочности связей и уменьшение подвижности поглощенных фосфат-ионов во времени имеет важное значение для фосфорного питания растений. С ним связана так называемая «ретроградация» (понижение доступности) фосфорных удобрений, внесенных в почву.

В изложении закономерностей поглощения почвой фосфат-ионов мы исходили из представления о существовании двух видов этого поглощения: химического и физико-химического (Биологическое поглощение фосфора, широко распространенное и почвах, выходит за пределы химии почвы и должно рассматриваться такими пауками, как микробиология, физиология растений.). Химическое поглощение — осаждение в виде малорастворимых соединений,

образующих особую твердую фосфатную фазу, по своим признакам, казалось бы, резко отличается от физико-химического поглощения, которое происходит на поверхности почвенных частиц и приводит к образованию адсорбционных соединений, отличающихся способностью к частичному обмену фосфат-ионов, входящих в их состав. Однако ряд фактов (часть из них упоминалась выше) показывает, что резкой границы между двумя видами поглощения нет и что существуют постепенные переходы между адсорбционными и химическими соединениями. Напомним тут же, что адсорбция фосфат-ионов происходит но типу химического осаждения: фосфат-ионы притягиваются к ионам полуторных окислов, находящихся на поверхности частицы (непосредственно на поверхности ядра или в потенциал-определяющем слое).

В этой связи представляют интерес взгляды американских исследователей Киттрик и Джексон (Kittrick a. Jackson, 1956), выдвигающих химическое осаждение в качестве единой теории фиксации (поглощения) фосфатов в почве. Названные авторы следующим образом определяют химическое осаждение: «Химическое осаждение представляет собой удаление фосфат-ионов из раствора и их химическое связывание в твердой фазе. Образовавшаяся твердая фаза может иметь вид однослойной прибавки на поверхности твердой фазы того же рода (рост кристалла) или прибавки к другой твердой фазе (хемосорбция); она может иметь также форму новых частиц».

Признавая химическую концепцию, как единую теорию фиксации фосфатов в почве, не следует, однако, забывать особые свойства поверхностно-поглощенных фосфат-ионов, определяющих их значение в питании растений.

содержание .. 12 13 14 15 ..