kursova_gr_docx1_39


ЗАТВЕРДЖЕНО
Наказ Міністерства освіти і науки,
Молоді та спорту України
29 березня 2012 року № 384
Форма № Н-6.01
Міністерство аграрної політики та продовольства України
ДВНЗ «Херсонський державний аграрний університет»
Кафедра землеробства
КУРСОВА РОБОТА
з дисципліни «Ґрунтознавство з основами геології»
на тему : Агровиробнича характеристика заданого ґрунту та
заходи щодо покращення його родючості
Студентки ІІ курсу 3 групи
напрямку підготовки «Агрономія»
спеціальності 6.090101 «Агрономія»
Стеценко І.І.
Керівник: кандидат сільськогосподарських
наук, доцент Сидякіна О.В.
Національна шкала ___________
Кількість балів: ______ Оцінка ECTS _____
Члени комісії підпис Сидякіна О.В.
підпис Сидоренко О.І.
підпис Берднікова О.Г.
м. Херсон – 2014 рік
ЗМІСТ КУРСОВОЇ РОБОТИ
ВСТУП 3
РОЗДІЛ 1 ХАРАКТЕРИСТИКА, НАРОДНОГОСПОДАРСЬКЕ ЗНАЧЕННЯ ГОРНОГО КРИШТАЛЮ ТА ЦІКАВІ ВІДОМОСТІ ПРО НЬОГО 4
РОЗДІЛ 2 МОРФОЛОГІЧНА БУДОВА І ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНИХ ВЛАСТИВОСТЕЙ СОЛОНЦІВ ЛУЧНО- ЧОРНОЗЕМНИХ, ГЛИБОКОСТОВПЧАСТИХ, СОЛОНЧАКОВАТИХ НА ЛЕСОПОДІБНИХ СУГЛИНКАХ 8
Межі і площа зони Українського Полісся. Умови процесів ґрунтотворення 8
Будова ґрунтового профілю і характеристика морфологічних ознак 14
Гранулометричний склад ґрунту 18
Агрегатний склад ґрунту 21
Фізичні властивості 25
Фізико-механічні властивості 27
Водні властивості 33
Теплові і повітряні властивості 40
Агрохімічні властивості 43
Вміст поживних елементів у ґрунті 43
Гумус 49
Ґрунтовий розчин і його властивості 64
Класифікація заданого типу ґрунту 68
Сільськогосподарське використання 71
Агромеліоративні заходи по збереженню і підвищенню родючості 72
РОЗДІЛ 3 СУПУТНИКИ ПЛАНЕТ СОНЯЧНОЇ СИСТЕМИ, ЇХ ХАРАКТЕРИСТИКА 75
РОЗДІЛ 4 РОЗРАХУНКОВА ЧАСТИНА КУРСОВОЇ РОБОТИ 103
ВИСНОВКИ 117
СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ 122

ВСТУП
Раціональне, ощадливе, ефективне, рентабельне використання природних ресурсів є одним з головних пріоритетів нашого народного господарства. Чільне місце тут неодмінно посідає проблема раціонального використання землі, збереження та підвищення родючості ґрунтів у сучасних ринкових умовах господарювання за різних форм власності на землю, адже переважну більшість продуктів харчування ми отримуємо завдяки ґрунтам.
Ґрунтознавство вивчає ґрунти, їх утворення (генезис), еволюцію, будову, склад, властивості, закономірності поширення, шляхи раціонального використання у різних галузях народного господарства, передусім у зв’язку з формуванням родючості та її підвищенням у різних природно-антропогенних ландшафтах.
Метою курсової роботи є набуття уявлень щодо головних факторів формування ґрунтів та ґрунтового профілю, а також закріплення теоретичних знань про умови ґрунтоутворення та основні типи ґрунтів нашої країни.
Завданням курсової роботи являється набуття практичних навичок оцінки типової приналежності та якості ґрунту, вміння використовувати наявну інформацію для визначення процесів ґрунтотворення та оцінки типової приналежності ґрунту, вміння систематизувати науково обґрунтовані заходи щодо раціонального використання ґрунтів з метою розширеного відтворення їх родючості.
Значення курсової роботи: отримання глибоких ґрунтово-екологічних знань, що є базовими для фахівців-аграрїїв, перед якими стоїть вічна проблема — збільшення валових зборів рослинницької та пов’язаної з нею тваринницької продукції на шляхах активного, раціонального, екологічно орієнтованого, освяченого мудрістю народних традицій землекористування.
РОЗДІЛ 1
ХАРАКТЕРИСТИКА, НАРОДНОГОСПОДАРСЬКЕ ЗНАЧЕННЯ ГОРНОГО КРИШТАЛЮ ТА ЦІКАВІ ВІДОМОСТІ ПРО НЬОГО
-210820121285000
Гірський кришталь вважають найбільш поширеним мікроелементом на Землі і різновидом кварцу.
-2139954356100Рис.1.1.Гірський кришталь
00Рис.1.1.Гірський кришталь
Гай Пліній Старший стверджував, що гірський кришталь (рис.1.1.) утворюється під дією холоду і що він сам є «вічним льодом». Стародавні греки вважали цей камінь льодом, замерзлим настільки, що його неможливо розтопити. Вони назвали мінерал «крісталлосом», що в перекладі означає лід. Проте в XVII в. встановили, що гірський кришталь таки камінь і ніякого відношення до льоду не має.
Хімічний склад – чистий природний діоксид кремнію (SiO2). Містить у невеликих кількостях домішки Al, Fe, Ca, Mg, Ti, Na, K, Li, OH. Встановлено 12 поліморфних модифікацій кристалічного SiO2, з них основні α-кварц, β-кварц, β2-тридиміт, β-кристобаліт. Чистий кварц безбарвний, прозорий (гірський кришталь), залежно від домішок набуває чорного (моріон), фіолетового (аметист) та інших відтінків.
Твердість за шкалою Мооса у гірського кришталю становить 7, поступаючись тільки топазу, корунду й алмазу. Піддається обробці тільки алмазом. Тому кришталь досить стійкий до впливу хімічними речовинами й фізичними ушкодженнями.
Така твердість дає можливість включити гірський кришталь у групу дорогоцінних каменів, однак його вартість однаково відносно невелика, і залежить, звичайно, від рівня його прозорості й природної цілісності кристала. Гірський кришталь має цікаві фізичні властивості. Його здатність пропускати сонячний ультрафіолет часто застосовувалася в древній медицині для знезаражування ран: гірський кришталь тримали над раною, фокусуючи на ній сонячне світло, що вбивало в рані хвороботворні бактерії. Властивість дезінфекції також застосовували й древні царі, коли використовували гірський кришталь для виготовлення кубків, чаш: вода з такої чаші вважалася, та й була насправді, цілющою.
Питома маса - 2,6 г/см³.
Колір – безбарвний.
Прозорість – прозорий.
Колір риски – білий.
Блиск – скляний.
Злам – раковистий.
Сингонія – тригональна.
Спайність – недосконала.
Гірський кришталь є діелектриком, володіє піроелектричними і п'єзоелектричними властивостями.
Розчинність у кислотах - розчиняється в плавиковій кислоті.
Включення. У кристалах гірського кришталю можуть бути присутніми найдрібніші газово-рідкі включення, що містять воду і вуглекислоту, а також тверді включення різних мінералів - рутилу, піриту та інші.
Форми знаходження у природі – зустрічаються як монокристали, так і їх друзи, щітки чи жеоди. Також для гірського кришталю характерними є двійники. Найпоширеніша в природі форма його кристалів - призма з пірамідальним верхом і низом. Великі чисті монокристали зустрічаються рідко , переважно в порожнечах і тріщинах метаморфічних сланців, в порожнечах гідротермальних жил різного типу, а також в камерних пегматитах.
Генезис. Кварц - полігенний мінерал. Утворюється з магматичних розплавів, багатих SiO2 (гранітоїди, кварцові порфіри, пегматити), газово-рідинних флуористих флюїдів (пегматити, ґрейзени) і водних лужно-хлоридних і бікарбонатних розчинів (рудоносні і нерудні кварцові жили) при гідролізі силікатних гірських порід в областях активного вулканізму (повторні кварцити).
Знаходження в земній корі. Зустрічається в пустотах, в гідротермальних та альпійського типу жилах у вигляді поодиноких кристалів, іноді друз. Відомі кристали масою понад 1 т.
Гірський кришталь зустрічається на родовищах кварцу різного генезису. Проте з практичної точки зору найбільший інтерес представляють кришталеносні кварцові жили альпійського типу: Приполярний Урал і Південний Урал, Якутія, Швейцарські і Італійські Альпи, Мадагаскар, Бразилія, Китай.
Застосування. Ще з давніх часів кришталь відомий як камінь з високою прозорістю, який може придбати відмінний блиск після полірування. В давнину кришталевими лінзами майстри-ювеліри розплавляли метал. Лінзи з кришталю застосовували і при виконанні тонких робіт. Кулі з кришталю народи Тибету використовували для лікування ран, тому що ультрафіолетові сонячні промені, що проходять через мінерал, вбивають бактерії. У Державному музеї Грузії в Тбілісі зберігається лінза з гірського кришталю діаметром 46 і товщиною 24 мм, що має дворазове збільшення. Вона знайдена на річці Апфіс в похованні IX-X ст. Також з гірського кришталю вирізали чаші, посудини, кубки. Для виготовлення ювелірних виробів і прикрас бралися прозорі відшліфовані камені.
-61595584200000 Череп Смерті (рис 1.2) з джунглів Гондурасу – це найбільш дивовижна і загадкова знахідка нашого часу, зроблена з гірського кришталю.
-615957994650Рис.1.2. Кришталевий череп в Британському музеї
00Рис.1.2. Кришталевий череп в Британському музеї
У середні століття гірський кришталь застосовувався для виготовлення церковних чаш, світильників і для прикраси одягу і збруї. З XVI в. в Італії робили прозорі кришталеві судини і «скла» для дзеркал. Потім обробка гірського кришталю стала розвиватися в Німеччині, де судини обрамлялися в золоту оправу, прикрашалися емаллю, алмазами, рубінами і смарагдами. Тільки в XVIII в. гірський кришталь замінили більш дешевим склом.
Використовувався гірський кришталь і для виготовлення окулярів, якими почали користуватися в Стародавньому Китаї починаючи з V ст. Виготовляли їх із ретельно відшліфованих шматків гірського кришталю, топазу, аметисту.
У Росії родовища гірського кришталю були відкриті на Уралі в середині XVIII ст., А першими виробами російських майстрів були намиста з гранчастих кришталевих бус.
-128270249809000 Магічним є кристал Джона Ді (1527 – 1608) – відомого англійського вченого середньовіччя. Основним його захопленням була крісталломанія – мистецтво передбачати майбутнє за допомогою магічного кристала – кришталевої кулі (рис1.3), який в наш час знаходиться в Британському музеї.
-1238255383530Рис.1.3. Найбільша кришталева куля
00Рис.1.3. Найбільша кришталева куля
РОЗДІЛ 2
МОРФОЛОГІЧНА БУДОВА І ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНИХ ВЛАСТИВОСТЕЙ ЗАДАНОГО ПІДТИПУ ГРУНТУ
2.1 Межі і площа заданої зони. Умови процесів ґрунтотворення
Зона Українського Полісся характеризується своєрідними, що відрізняються від тайгово-лісової зони, природними умовами ґрунтоутворення, які тісно пов’язані з її геоструктурою. Якраз остання і визначила формування специфічних Поліських ландшафтів. Західна частина зони розміщена в північній частині Галицько-Волинської впадини і на Поліському прогині, в основі яких залягають крейдяно-мергелеві породи, перекриті флювіогляціальними відкладами. Центральне правобережне Полісся охоплює північно-західну частину Українського кристалічного щита, складеного гранітами. Останні зазвичай перекриті льодовиковими і флювіогляціальними відкладами, але іноді виходять на поверхню. Лівобережне Полісся розміщено в межах Дніпровсько-Донецької впадини з кристалічними породами, які глибоко залягають (до 3 км), і на південно-західному схилі Воронізького кристалічного масиву з близьким заляганням крейдових відкладів. З четвертинних відкладів тут поширені льодовикові і флювіогляціальні, а також лесові породи.
Клімат
Клімат Полісся порівняно з тайгово-лісовою зоною більш м’який,теплий і вологий із середньорічною температурою 6-7 °С і кількістю опадів 550-650 мм. Західна частина знаходиться під впливом вологих атлантичних повітряних мас, і східна – арктичних. Тому із заходу на схід спостерігається поступове наростання континентальності клімату. На заході зима м’яка і тепла (середня температура становить мінус 4 °С), з частими відлигами і невеликою товщиною снігового покриву (10-15 см). Кількість опадів становить 600-650 мм. На сході зимовий період більш тривалий із середньою температурою січня мінус 7 °С і товщиною снігового покриву 30-40 см, кількість опадів – 550-600 мм. Середня температура червня на заході 18,5 °С, на сході – 19,5 °С. Відповідно із заходу на схід наростає і сума температур вище 10 С з 2620 до 2960 °С. Безморозний період, навпаки, довше триває на заході (170-175 днів) і менше – на сході (160 днів).
Річна кількість опадів на всій території зони перевищує випаровуваність в 1,1-1,3 раза, що обумовлює формування промивного і періодично промивного типу водного режиму ґрунтів.
Рельєф
Українське Полісся розташоване в межах великої Полісько-Дніпровської моренно-зандрової і зандрово-алювіальної низини з абсолютними висотами близько 100-200 м над рівнем моря. Окремо зустрічаються крейдяні горби чи виступи кристалічних порід з висотами 220-230 м, а Словечансько-Овручський кряж має висоту 320 м над рівнем моря. Найменші висоти (100-130 м) має північно-західна частина Полісся, що примикає до терас р. Прип’ять. На південь висота місцевості збільшується до 180-200 м і більше. Тому правобережна частина Полісся має загальний ухил із півдня на північ, до р. Прип’ять. У цьому ж напрямку течуть і річки. Лівобережне Полісся має протилежний ухил, із півночі на південь і південно-захід, до долини р. Дніпро. Середні висоти тут становлять 120-140 м над рівнем моря.
Формування рельєфу зони пов’язано з діяльністю льодовика, його талих вод, алювіальних потоків, вітру, а також з геологічною структурою окремих її територій.
У цілому рельєф Полісся плоскорівнинний з добре розвинутим акумулятивним мезорельєфом у вигляді моренної та піщаної горбкуватості (моренні горби, гряди, ози, ками, друмліни, гриви, піщані дюни та інші утворення). Зандрові рівнини між ними мають слабкохвилястий рельєф із великою кількістю маленьких озер і заболочених просторів. Давні прохідні долини зайняті нині великими торф’яниками (болота Замглай. Видра, Пористе та ін.).
Ерозійний сильнорозчленований яружно-балковий рельєф прилягає до підвищених лесових островів (Словечансько-Овручський кряж, Правобережжя р. Десни та ін.).
У західній і східній частинах зони будова сучасного рельєфу пов’язана з близьким заляганням розмитих крейдяних відкладів, які утворюють на фоні зандрових слабкохвилястих рівнин крейдяні горби, різні карстові форми, озера.
Місцями, особливо на терасах, добре розвинутий мікрорельєф у вигляді мікровпадин і піщаних горбиків.
Ґрунтоутворні породи
Ґрунтоутворні породи Полісся представлені переважно льодовиковими, водно-льодовиковими і давньоалювіальними відкладами, значно рідше озерними відкладами і лесами.
Моренні відклади поширені в зоні майже всюди, за виключенням території Малого Полісся і річкових долин, де вони розмиті. Зазвичай морена залягає окремими островками на підвищених місцях і похилих пологих схилах. На рівнинних ділянках чи пониженнях вона або розмита водами льодовика, що танув, або перекрита водно-льодовиковими відкладами різної потужності й на поверхню виходить рідко.
Моренні відклади, перенесені льодовиком, що рухався, являють собою невідсортовану масу, яка складається із суміші глини, піску, гравію, різних за розмірами валунів, залишків гірських порід тощо. Тому вони мають різний механічний склад: від піщаного і супіщаного до важкосуглинкового і глинистого, але в більшості – супіщані або піщанолегкосуглинисті. Легшими є кінцеві морени, які представляють потужні нагромадження валунів, пісків у вигляді горбів, гряд; важчими – придонні морени, що складаються з валунних суглинків і глин.
Морени – переважно алюмосилікатні кислі породи, які містять значну кількість півтораоксидів заліза й алюмінію і відносно низькі – кремнекислоти. В місцях із близьким заляганням крейдяних відкладів зустрічаються місцеві карбонатні морени з уламками вапняків та крейдяних мергелів. Морени важкого механічного складу мають низьку водопроникність, високу вологоємність, в’язкість, червоно-буре забарвлення.
Великі території Полісся зайняті флювіогляціальними піщаними, супіщаними і навіть піщано-легкосуглинистими відкладами. Піщані й глинисто-піщані водно-льодовикові наноси займають широкі пониження (долини), що були вироблені льодовиком, а супіщані – покривають вододільні території.
Флювіогляціальні відклади характеризуються наявністю у своєму складі крупного обкатаного піску (гравію), а іноді і включень невеликих уламків гірських порід. Часто після дощу гравій добре видно на поверхні. Профіль відкладень має косу (діагональну) шаруватість.
Річкові тераси покриті сучасними і давньоалювіальними відкладами. Останні породи, які утворились у минулі геологічні періоди в результаті діяльності водяних потоків річок, представляють собою добре відсортовані однорідні середньозернисті піски і дуже рідко супіски, з горизонтальною або косою шаруватістю. Сучасні алювіальні відклади, утворення яких пов’язано із щорічними наносами річок у період повені, відрізняються різноманітнішим механічним і хімічним складом. У прирусловій частині заплав вони піщані, в центральній – суглинисті. У товщі алювіальних наносів часто спостерігаються лінзи торфу, рослинні і тваринні рештки, сизі, іржаво-охристі оглеєні прошарки, прожилки.
Перевага в алювіальних і флювіогляціальних відкладах частинок піску і дуже низький вміст мулу робить ці породи пухкими, що обумовлює їх високу водопроникність, низьку вологоємність і малу водопідйомну здатність. Це також впливає і на їх хімічний склад: переважно в них кремнекислоти (до 97 %) і винятково низький вміст полуторних окислів (2-3 %), солей кальцію, магнію та ін.
Значно рідше на Поліссі зустрічаються озерні суглинки і глини: продукти вивітрювання крейди, вапняків, мергелю, щільних кристалічних порід, особливо гранітів. Невеликими острівками розміщені леси, для яких характерна тонка шаруватість і піщано-легкосуглинистий, рідше крупнопилувато-легкосуглинистий механічний склад.
Гідрологічні умови
Гідрологічні умови Полісся характеризуються близьким рівнем залягання ґрунтових вод, переважно на глибині 1,5-3,0 м, а іноді, особливо в пониженнях, у давніх долинах і низьких терасах річок вони підходять майже до поверхні, обумовлюючи заболочуваність великих територій.
Такі гідрологічні умови пов’язані перш за все з тим, що Полісся представляє собою плоску слабкодреновану низину, яка оточена з усіх сторін висотами (Білоруською, Смоленсько-Московською, Середньо-руською, Волино-Подольською), по схилах яких у низину збігають ґрунтові води. Крім того, близьке залягання від поверхні водонепроникних порід (крейдяні відклади Галицько-Волинської западини і східної частини Чернігівського Полісся, граніти Українського кристалічного масиву), а також тривалі осінні й весняні повені теж сприяють перезволженню території. При цьому води снігів, що розтають, або затяжних осінніх дощів затоплюють не тільки річкові долини, але і низькі вододіли , викликаючи поверхневе оглеєння ґрунтів.
Рослинність
Вологий клімат, легкий механічний склад, переважно піщаний і супіщаний грунт, а також безкарбонатність ґрунтоутворюючих порід обумовили суцільне поширення в минулому лісової рослинності. яка зараз значною мірою знищена. У наш час ліси становлять близько 29 % від загальної площі зони.
Великі території, покриті мореною і флювіогляціальними супіщаними відкладами, займали змішані широколистяні ліси з переважанням сосни, дуба, липи, клена, граба і з добре розвинутим трав’яним покривом. У Правобережному Поліссі переважали сосново-дубові і дубово-грабові, а в Лівобережному – дубово-липові ліси. В результаті цього на Поліссі сформувались дерново-підзолисті ґрунти з розвинутим гумусово-акумулятивним горизонтом. Чисто хвойні соснові ліси (бори) характерні для піщаних порід борових терас річок. Вершини піщаних дюн покривали зріджені ліси, під пологом яких був розвинутий покрив з лишайників і мохів. Нині у деревостої зовсім відсутня ялина. Окремі лесові острови покривали широколистяні ліси, типові для лісостепової зони.
Значні площі в Поліссі зайняті болотами, переважно низинного і перехідного типів з осоково-очеретяними рослинними асоціаціями (ситники, осоки, кислі злаки). Місцями зустрічаються і верхові сфагнові болота з низькорослою сосною та вільхою. Окремі ділянки зайняті лучно-болотною та лучною рослинністю.

2.2.Будова ґрунтового профілю і характеристика морфологічних ознак
Ґрунтовим профілем називається визначена вертикальна послідовність генетичних горизонтів у межах ґрунтового індивідуума, специфічна для кожного типу ґрунтоутворення.
Профіль ґрунту характеризує зміна його властивостей по вертикалі, пов’язана зі впливом ґрунтоутворювального процесу на материнську гірську породу. Спостерігається закономірна, залежна від типу ґрунтоутворення зміна гранулометричного, мінералогічного, хімічного складу, фізичних, хімічних і біологічних властивостей ґрунтового тіла від поверхні ґрунту всередину до незачепленої ґрунтоутворенням материнської породи. Ця зміна може бути поступовою, що відбивається плавним ходом відповідних кривих на графіках розподілу, які характеризують ті чи інші параметри ґрунту, наприклад вміст гумусу, мулистих часток, полуторних оксидів. З іншого боку, криві можуть мати ряд мінімумів і максимумів, що відбиває горизонти виносу й акумуляції тих чи інших речовин, різкі розходження в складі та властивостях горизонтів профілю.
Головні фактори утворення ґрунтового профілю, тобто диференціації вихідної ґрунтоутворюючої породи на генетичні горизонти, – це, по-перше, вертикальні потоки речовини й енергії (спадні чи висхідні залежно від типу ґрунтоутворення і його річної, сезонної чи багаторічної циклічності) і, по-друге, вертикальний розподіл живої речовини (кореневі системи рослин, мікроорганізми, ґрунтові тварини).
Будова ґрунтового профілю, тобто характер і послідовність складових його генетичних горизонтів, специфічна для кожного типу ґрунту і служить його основною діагностичною характеристикою. При цьому мається на увазі, що всі горизонти в профілі взаємно пов’язані й обумовлені. І хоча в різних типах ґрунтів окремі горизонти можуть мати близькі ознаки і властивості й бути аналогічними чи однотипними в генетичному плані, як, наприклад, гумусовий чи глейовий горизонт у різних ґрунтах, проте для кожного конкретного ґрунту завжди є комплекс взаємозалежних горизонтів, що складають його характерний профіль, а не їхня проста сума. Генетична цілісність, єдність ґрунтового профілю – основна властивість ґрунтового тіла, ґрунту як такого, що формується в процесі ґрунтоутворення з вихідної материнської породи як єдине ціле і як такий, що розвивається у часі в єдності складових його генетичних горизонтів.
Генетичні ґрунтові горизонти – це однорідні, як правило, паралельні земній поверхні шари ґрунту, що формуються в процесі ґрунтоутворення, складають ґрунтовий профіль і розрізняються між собою за морфологічними ознаками, складом і властивостями. Генетичними вони називаються тому, що утворюються в процесі генезису ґрунтів.
Генетичні горизонти в ґрунтовому профілі виступають як найважливіші однорідні складові частини ґрунтового тіла, причому їхня однорідність мається на увазі тільки в масштабі розгляду ґрунтового профілю. При іншому, більш детальному масштабі розгляду, ґрунтові горизонти виявляються неоднорідними і побудовані дуже складно.
Солонці лучно-чорноземні глибоко стовпчасті, солончакуваті на лесоподібних суглинках описані і сфотографовані у с. Крамаренки Кременчуцького району Полтавської області (дані аналізів Б. С. Носко ) .
Солонці – це ґрунти, що містять у ввібраному стані велику кількість обмінного Na (> 15% від ЄП) або інколи Mg (> 40% від ЄП) в ілювіальному горизонті.
В Україні солонці поширені в Поліській, Лісостеповій і Степовій зонах Лівобережжя, загальна площа їх досягає 4 млн. га.
Вони відносяться до категорії засолених ґрунтів, але, на відміну від солончаків, солі в цих ґрунтах знаходяться не на поверхні, а на деякій глибині.
Профіль солонцю ділиться на ряд добре виражених горизонтів (рис. 2.1):
62230-5397500He 0-20 см – гумусово-елювіальний (надсолонцевий), темно-сірого забарвлення, вологий, крупнопилувато-легкосуглинковий, пилуватогрудкуватий, плитчастий, пухкий, рясно припудрений SiO2; перехід різкий.
HI(e)ks 21-41 см – солонцевий, добре гумусований, пептизований, карбонатний, засолений, темнувато-сірий, вологий, крупнопилувато-легкосуглинковий, горіхувато-призмовидний, злитий, грані структурних окремостей глянцеві і рясно припудрені SiO2; перехід різкий.
-21526501113155Рис. 2.1. Ґрунтовий профіль солонцю лучно-чорноземного глибоко стовпчастого, солончакуватого на лесоподібних суглинках
00Рис. 2.1. Ґрунтовий профіль солонцю лучно-чорноземного глибоко стовпчастого, солончакуватого на лесоподібних суглинках
IHpks 42-60 см – верхній перехідний, слабше попереднього гумусова ний і пептизований, карбонатний, засолений, сіро-бурий, вологий, легкосуглинистий, крупногоріхувато-стовбчастий, щільний, зустрічаються кротовини; перехід ясний.
Phiks/gl 61-71(80) см – нижній перехідний, слабогумусований і пептизований, карбонатний, засолений, сизувато-сірий, плямистий, вологий, крупнопилувато-легкосуглинистий, грудочкувато-крупногоріховий, ущільнений, в нижній частині глеюватий, в’язкий, липкий; перехід різкий.
Pglks 72(81) -130 см – карбонатний лесоподібний середній суглинок, глеюватий, засолений, сизувато-сірий, сирий, в’язкий, липкий, багато кротовин.
Загальний бонітет солонців глибоко стовпчастих становить 28, окремі – 36, 32 бали.
а)
б)в)
г)
Рис. 2.2. Солонці лучно-чорноземні глибокостовпчасті, солончакуваті на лесоподібних суглинках:
а – ландшафт низької лесової тераси; б – структура надсолонцевого горизонту; в – структура солонцевого горизонту; г – структура підсолонцевого горизонту.
2.3. Гранулометричний склад ґрунту
Гранулометричний склад – один з головних діагностичних показників ґрунту, що визначає багато інших показників.
Гранулометричний склад ґрунту – це відсотковий вміст у ґрунті різних за розміром частинок або відношення фізичної глини (частинки менше 0,01мм) до фізичного піску (частинки більше0,01 мм).
Близькі за розміром механічні елементи об’єднуються в групи фракцій. Ґрунтові фракції – групи елементарних часток, які близькі за діаметром та фізичними властивостями.
Таблиця 2.1
Класифікація механічних фракцій ґрунту (за М.О. Качинським)
Розмір часток, мм Назва механічних елементів Група фракцій
>3 1624330107315каміння кам’яниста частка
3-1 Гравій 1,0-0,5 1624330109855крупний пісок фізичний пісок дрібнозем
0,50-0,25 середній пісок 0,25-0,05 дрібний пісок 0,05-0,01 162560013208000крупний пил фізична глина 0,010-0,005 середній пил 0,005-0,001 дрібний пил <0,001 163639511811000мул передколоїдна фракція
0,0010-0,0002 Колоїди 0,000200-0,000001 Колоїди Кам’яна частка складається з каміння, сюди входять щебінь, гравій, хрящ. Ця фракція володіє правильною водопроникністю, вона перешкоджає нормальному проходженню ґрунтового процесу, складається із уламків мінералів і гірських порід.
Пісок - представлений на 80% кварцом, 20% польовими шпатами, слюдами. Фракція володіє високою водопроникністю, поганою водоутримуючою здатністю, не утворює структуру, низькою водопідйомною здатністю, не володіє зв’язністю, набуханням. При висиханні надає осідання і знаходиться в пухкому стані, характеризується високою теплопровідністю і низькою теплоємністю, капілярне підняття дуже низьке (33см), не володіє пластичністю і липкістю.
Пил складається із 60% кварцу, 20% польових шпатів і рогової обманки, авгіту, слюд. Фракція містить значну кількість вторинних мінералів, здатна до набухання, характерна слабка пластичність, липкість, високе капілярне підняття, незначна водопроникність, в сухому стані щільна.
Мул складається із 10% кварцу, 90% глинистих мінералів, органічних речовин. Водопроникність фракції нульова. Фракція характеризується високою водоутримуючою здатністю, липкістю, зв’язністю, осіданням. При зволоженні сильно набухає, збільшується в об’ємі приблизно в 4-10 разів, а при висиханні - об’єм повертається до початкового, що приводить до розтріскування її на окремості.
Гранулометричний склад солонців лучно-чорноземних глибокостовпчастих, солончакуватих на лесоподібних суглинках наглядно відображений в таблиці 2.2.
Таблиця 2.2
Гранулометричний склад ґрунту , % на абсолютно суху безкарбонатну наважку
Фракції, мм Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
1,0-0,25 0,54 Не визн. 0,14 0,18 Не визн. 0,06 0,05
0,25-0,05 51,72 » 46,25 54,64 » 65,06 4,61
0,05-0,01 21,37 » 16,90 17,73 » 13,24 58,87
0,010-0,005 5,51 » 3,89 3,48 » 3,24 3,96
0,005-0,001 4,74 » 4,10 3,85 » 3,18 6,16
<0,001 16,12 » 28,72 20,12 » 15,22 26,35
Сума <0,001 26,37 » 36,71 27,45 » 21,64 36,47
Підводячи підсумки вище наведеного, можна зробити висновок, що за гранулометричним складом ґрунти переважно важкі, спостерігається чітка диференціація: гумусово-елювіальний горизонт збіднений дрібними фракціями, а солонцевий горизонт – збагачений.

2.4.Агрегатний склад ґрунту
Структурність ґрунту – це його властивість розпадатися на грудки, а структура – ґрунтові грудочки або агрегати різної величини і форми, варіативно сполучені в ґрунтовому горизонті. Якщо грудочки не розпадаються у воді, пористі, механічно міцні і мають розмір 0,25 – 10 мм, то за М.І. Савіновим їх слід вважати агрономічно цінними мікроелементами. Структурні окремості > 10 мм є брилами, < 0,25 мм – пилом (мікроагрегатами).
Розрізняють, за С.О.Захаровим, три основні типи структури: кубоподібну (частинки ґрунту добре розвинені по всіх трьох вісях симетрії), призмо подібну (сильніше виражена вертикаль), плитоподібну (чітко оформлена горизонтальна вісь). Кожен з цих типів структури ділиться на дрібніші одиниці.
Структурні відмінності в горизонті не бувають одного розміру і форми. Частіше структура буває змішаною, при описі зазначають це двома або трьома словами в послідовності зростання кількості відповідних агрегатів.
Для генетичних горизонтів солонців лучно-чорноземних глибокостовпчастих, солончакуватих на лесоподібних суглинках характерні певні форми структури (рис.2.2):
He – пилуватогрудкуватий, плитчастий;
HI(e)ks – горіхувато-призмовидний;
IHpks – крупногоріхувато-стовбчастий;
Phiks/gl – грудочкувато-крупногоріховий.
128905136207500а)б)
Рис. 2.2.Структура ґрунтів:
-2916555497205в)
00в)
а – структура надсолонцевого горизонту; б – структура солонцевого горизонту; в – структура підсолонцевого горизонту.
Для оцінки структурного стану, перш за все, враховують такий показник, як сума агрономічно цінних агрегатів (0,25-10 мм). За цією ознакою пропонується шкала С.І. Долгова і П.У. Бахтіна (табл. 2.3) - ступінь підготовленості ґрунту до сівби культур з середнім розміром насіння (пшениця, жито, овес).
Таблиця 2.3
Шкала оцінки структурно-агрегатного стану орних земель

групи Вміст агрегатів 0,25-10 мм, % Оцінка
структурного
стану
повітряно-сухих водотривких 5 >80 >70 Відмінний
4 80-60 70-55 Добрий
3 60-40 55-40 Задовільний
2 40-20 40-20 Незадовільний
1 <20 <20 Поганий
Не менш важливою характеристикою структурного стану ґрунту є його водотривкість. Оцінку структури грунту за водотривкістю проводять згідно таблиці Н.І.Саввінова (табл. 2.4).
Таблиця 2.4
Оцінка структури ґрунту за вмістом водотривких агрегатів
Вміст водотривких агрегатів діаметром більше 0,25 мм, % Оцінка структурного стану ґрунту
Менше 10 Відсутня
10-20 Незадовільна
20-30 Недостатньо задовільна
30-40 Задовільна
40-60 Добра
60-75 Відмінна
Більше 75 Надмірно висока
Таким чином, вміст агрегатів розміром 0,25-10 мм в солонців лучно-чорноземних глибокостовпчастих, солончакуватих на лесоподібних суглинках складає в середньому 55%, що є показником задовільного структурного стану.
Так як структурний ґрунт має безліч переваг перед неоструктуреним, то в даному випадку повинні бути вжиті заходи по оструктуренню ґрунтів.
Незважаючи на переважно руйнівний для структури землеробський вплив, є чимало способів ефективної стабілізації структурного стану ґрунтів. Одним з найдоступніших агротехнологічних заходів збереження і поліпшення структури ґрунтів є їх своєчасна (за оптимальної вологості) культурна оранка (хоча її вплив також є неоднозначним). З одного боку, оранка розпушує ґрунт, сприяючи цим утворенню оптимальних за розмірами агрегатів. Однак, перевертаючи шар, вона виносить на поверхню агрегати, не стійкі проти руйнівної дії дощових крапель і рідкого стоку. При обороті шару та проході ґрунтообробних знарядь унаслідок стискання ґрунту в підорному шарі утворюється ущільнена плужна підошва. З другого — оранка прискорює розкладання органічних речовин і втрату гумусу, що також призводить до зниження водостійкості агрегатів.
Системи мінімального і нульового обробітку, за яких бур’яни знищують гербіцидами, безумовно послаблюють руйнування агрегатів, проте вони поступово збільшують ущільненість сухого ґрунту, сприяючи цим утраті великих шпар, що лише почасти компенсується безперервністю порового простору, створюваного ходами хробаків і корінням рослин.
Мінімальний і безполицевий обробітки є ефективними заходами охорони ґрунтів від ерозії та дефляції, однак при вирішенні проблем, пов’язаних з інвазіями комах, грибів, паразитів, бур’янів, звичайний плужний обробіток є кращим (особливо для ранніх із сильним розвитком коренів культур). Істотно поліпшують агрегатний склад ґрунтів (підвищують водостійкість агрегатів) багаторічні трави, оптимально включені в сівозміну.
Застосування гною є не лише джерелом додаткового живлення рослин і підвищення мікробіологічної активності ґрунтів, а й засобом поповнення запасів гумусу в ґрунтах як основного компонента, що агрегує мінеральну їх частину. Втрати гумусу в разі нераціонального сільськогосподарського використання ґрунтів позначаються насамперед на зниженні водостійкості агрегатів, призводячи до їх руйнування та загального знеструктурювання. Поповнення запасів гумусу, достатніх для агрегування (поліпшення структури) ґрунтів відбувається за рахунок систематичного угноєння, яке поліпшує агрономічну цінність структури, активізує мікробіологічну діяльність ґрунту, слугує джерелом утворення гумусу (головного агрегуючого агента), діє як добриво, що сприяє інтенсивному розвитку ризосфер культурних рослин, а через їх посередництво - утворенню агрегатів. Великий оструктурювальний вплив чинять торфокомпости, зелені добрива (сидерація), заорювані пожнивні та інші рослинні рештки.
Агромеліоративними методами оструктурювання ґрунтів є гіпсування солонців (загалом кальцинація).
Відновлення структури відбувається не лише під впливом багаторічних, а й меншою мірою однорічних сільськогосподарських культур, передусім таких, як пшениця, соняшник, кукурудза та багатьох інших культурних рослин з добре розгалуженою кореневою системою, яка виявляє чітко виражену оструктурювальну дію.
Ефективним є й штучне оструктурювання, технологічно добре розроблене, але не затребуване сільськогосподарською практикою через дорожнечу структуроутворювачів - полімери та співполімери з похідних акрилової, метакрилової та малеїнової кислот, у тому числі метакриламід.

2.5.Фізичні властивості
Фізичні властивості ґрунту – сукупність властивостей, що характеризують фізичний стан ґрунту і визначають його сприятливість до зовнішньої механічної дії. Це – щільність складення, щільність твердої фази і шпаруватість.
Щільність складення – це маса абсолютно сухого ґрунту в одному об’ємі непорушеної будови. Визначається методом ріжучого циліндра.
Щільність складення солонців становить 1,46-1,50 г/см3, що являється типовим показником для підорних горизонтів, згідно з даними таблиці 2.5, такі ґрунти є дуже ущільненими.
Таблиця 2.5
Оцінка щільності суглинкових та глинистих ґрунтів
(за М.О. Качинським)
Щільність складення, г/см3 Оцінка
< 1,00 Надмірно розпушений або багатий на органіку ґрунт
1,00-1,19 Типові показники для культурного свіже виораного ґрунту
1,20-1,29 Ущільнена рілля
1,30-1,40 Дуже ущільнена рілля
1,41-1,60 Типові показники для підорних горизонтів (крім чорноземів)
1,61-1,80 Дуже ущільнені ілювіальні горизонти ґрунтів
Щільність твердої фази ґрунту – це відношення маси абсолютно сухого ґрунту до рівного об’єму води за температури + 4°С. Визначається за допомогою пікнометричного методу.
Щільність твердої фази солонців складає 2,63-2,70 г/см3.
Шпаруватість – це сумарний об’єм всіх пор ґрунту, що виражається у відсотках, по відношенню до маси ґрунту.
Сумарна шпаруватість солонців становить 44-46%. Даний ґрунт, відповідно до таблиці 2.6, має незадовільну шпаруватість для орного шару.
Таблиця 2.6
Оцінка шпаруватості ґрунтів (за М.О. Качинським)
Загальна шпаруватість для суглинкових і глинистих грунтів, % Якісна оцінка шпаруватості
>70 Надмірно висока шпаруватість ґрунт занадто пухкий
65-55 Відмінна шпаруватість - окультурений орний шар
55-50 Задовільна шпаруватість для орного шару
50-40 Незадовільна шпаруватість для орного шару
40-25 Надмірно низька шпаруватість характерна для ущільнених ілювіальних горизонтів
Фізичні властивості орних ґрунтів – це один з найважливіших факторів їх родючості, тому через екологічно несприятливі для більшості вирощуваних рослин агрофізичні властивості, що наведені вище, солонці відрізняються низькою біопродуктивністю.
Суттєве підвищення їх родючості пов’язане з докорінною меліорацією, основною метою якої є поліпшення агрофізичного стану насичення ґрунтово-вбирного комплексу кальцієм з витісненням натрію і руйнування щільного солонцевого горизонту.

2.6.Фізико-механічні властивості
Фізико-механічні властивості ґрунтів враховують при конструюванні й експлуатації сільськогосподарських машин, нормуванні операцій з обробітку ґрунтів, зносу робочих органів, витрат паливно-мастильних матеріалів. Інтерпретація залежності росту і розвитку коренів від ґрунтово-екологічних умов також здійснюється з урахуванням фізико-механічних характеристик ґрунту, тому що опір ґрунту росту коренів енергетично подібний до проникнення в нього металевого клина. До основних фізико-механічних властивостей, належать твердість, питомий опір, зв’язність, опір розриву, зрушенню та роздавлюванню, липкість, пластичність, набрякання й усадка.
Твердість є не що інше, як опір (кгс/см2) проникненню в ґрунт будь-якого тіла певної форми (циліндра, конуса, кулі, клина). Він у висушеному важкосуглинковому ґрунті складає 150-180 кгс/см2. Твердість є дуже важливим діагностичним показником екологічного стану ґрунту, перед усім його придатності для механічного обробітку (при твердості >15-20 кгс/см2 витрати на обробіток різко зростають), а також використовується для непрямої оцінки здатності ризосфер освоювати кореневмісний шар. Через велике екологічне значення цієї властивості ґрунту для її визначення запропоновані різноманітні прилади — від простого ломика Желєзнова (твердість визначають за глибиною входження в ґрунт плунжера, що падає з певної висоти) до сучасного твердоміра з автоматичною реєстрацією і графічною видачею результатів на екран дисплея міні-ЕОМ з докладною диференціацією за глибиною кореневмісного шару.
Питомий опір ґрунту характеризується через зусилля (кгс/см2), що витрачається на підрізання шару, його оборот і тертя об робочу поверхню плуга. Це, за Горячкіним, сила тяги на гаку трактора (стискальне зусилля), віднесена до одиниці поперечного перерізу шару. Величину питомого опору ґрунтів установлюють за допомогою різних роботомірів. Виходячи з визначення, питомий опір слід вважати складною властивістю ґрунту, що залежить від його стану, передусім від зв’язності і структурності.
Питомий опір ґрунтів змінюється в діапазоні від 0,2 - 0,3 до 0,7 - 0,8 кгс/см2 і вище та залежить від гранулометричного складу, гумусованості ґрунту, агрофону (після просапних, зернових або багаторічних трав питомий опір дуже розрізняється) і його стану (забур’яненість, наприклад, збільшує опір), а також глибини обробітку . Величина питомого опору визначає вибір класу трактора й умов агрегатування, кількість причіпних знарядь, витрати пального. На неокультурених суглинкових солонцях за питомого опору 0,9-1,0 кгс/см2 навантаження буде значним, що потребує зняття 1 - 2 корпусів плуга. Для підвищення ефективності обробітку ґрунтів і зниження витрат розробляють спецпокриття плугів, застосовують поліпшені марки сталі для зменшення тертя «ґрунт — метал» тощо.
Зв’язність – це зусилля, здатне розчленувати ґрунт. Зв’язність спричинюється різними типами зв’язків – найміцнішими є суто хімічні (виникають при контакті кристалічних решіток мінералів безпосередньо або через шари різного складу – крем’янки, необоротно зкоагульованих гумусових речовин, півтораоксидів) і молекулярними (фізичними, ван-дерваальсовими), що виникають у колоїдно-дисперсних системах при їх змочуванні й утворенні менісків вологи в місцях контакту поверхонь. Останні переважають у більшості ґрунтів як оборотно зв’язні (механічно руйнуються у зволоженому стані і зміцнюються при висушуванні). Зв’язність солонців коливається в межах 80-120 кг/см3. Із збільшенням у ґрунтах вмісту крупнодисперсних елементів та їх оструктурюванні зчеплення слабшає і зв’язність зменшується. Цей показник зумовлює твердість і різні види опорів.
Пластичність – здатність ґрунтів змінювати свою форму під впливом зовнішнього навантаження і зберігати утворену форму після усунення навантаження. У пересушеному і перезволоженому стані ґрунти не мають пластичності. Ця властивість виявляється тільки у певному інтервалі зволоження між верхньою і нижньою межами пластичності. За меншої вологості ґрунт з пластичного переходить у напівтвердий і твердий, а за більшої – з пластичного в текучий чи напіврідкий стан.
Липкість – це зусилля (г/см2), потрібне для відриву ґрунту від металу (липкість «ґрунт –метал») або колеса (липкість «ґрунт – гума»). Н.А. Качинський поділяє ґрунти на виразно липкі (липкість > 15 г/см2), середньолипкі (2-5 г/см2) і слабколипкі (< 2 г/см2). Липкість виявляється тільки за певного рівня вологості, близького до верхньої межі пластичності. При обробітку ґрунту в стані липкості поверхневий шар зазнає найгрубішої деформації. Найбільшу липкість мають солонці. При вологості, коли виявляється липкість, якісно обробити ґрунт неможливо. Він налипає на знаряддя, не кришиться, за таких умов погіршується прохідність машин і збільшуються витрати пального. З цієї причини липкість – украй негативна властивість ґрунту. Будь-які агрозаходи, спрямовані на збагачення ґрунту органічними речовинами, кальцієм, поліпшення структури, сприяють збільшенню періоду, протягом якого липкість не виявляється, і одночасно зменшують її величину.
Набрякання й усадка – здатність ґрунтів змінювати свій об’єм у процесі зволоження-висушування. Прояв цієї властивості зумовлений головним чином наявністю в ґрунті гідрофільних глинистих мінералів типу монтморилоніту з рухомими кристалічними решітками, здатними до так званого внутрішньопакетного або інтраміцелярного (осмотичного) зв’язування вологи. Склад обмінно-поглинених основ у колоїдному комплексі впливає на величину набрякання (одновалентні катіони посилюють цю здатність). У вологому стані солонці сильно набрякають, цей показник досягає до 35%. Надмірне набрякання ґрунту відчутно зменшує його зв’язність, посилює розмокання і руйнування. Усадка – протилежний набряканню процес, підпорядкований тим самим закономірностям. При усадці і підсушуванні ґрунт спочатку ущільнюється, а потім починає розтріскуватися. Якщо висушування попередньо зволоженого ґрунту відбувається швидко, утворюються тріщини досить великого діаметра і глибини. Набрякання й усадку прийнято оціню вати за зміною лінійних й об’ємних параметрів зразка ґрунту щодо початкових параметрів. Набрякання й усадка постійно чергуються, спричинюючи цим сезонну динаміку структурного (загалом фізичного) стану ґрунтів.
Стиглість ґрунту. Діапазон параметрів вологості різних ґрунтів, за якої спостерігається їх найкраща придатність до механічного обробітку, свідчить про фізичну стиглість ґрунтів. У генетично різних, але подібних за гранулометричним складом, ґрунтів параметри фізичної стиглості є зближеними . У легких ґрунтів діапазон вологості з найкращою готовністю до обробітку є досить широким, а її період – набагато тривалішим. Солонцюватість скорочують обидва показники. Із цієї причини дуже важливо визначити період настання фізичної стиглості і вчасно здійснити обробіток ґрунтів. Досвідчені агрономи звичайно без проблем за допомогою прямих і непрямих методів визначають потрібний термін обробітку (за здатністю легко розпадатися зім’ятого в руці ґрунту, за посірінням гребенів тощо).
Підорна підошва, поверхнева кірка, зсідання ґрунтів. Ущільнений прошарок між орним і підорним шарами, що є наслідком обробітку ґрунту на постійну глибину, називається підорною підошвою. Її утворення пояснюється не тільки дією механічного навантаження техніки і ґрунтообробних знарядь, а й поступовим закупорюванням шпар верхньої частини підорного шару, зруйнованими в процесі механічного обробітку і переміщеними вниз дрібнодисперсними компонентами ріллі. Підорна підошва негативно впливає на ґрунтово-екологічні режими – обмежує надходження вологи, збільшує поверхневий і внутрішньоґрунтовий стік, зменшує об’єм кореневмісного шару, притискаючи основну масу коренів до верхнього шару ґрунту. Тим самим у разі дефіциту вологи збільшується ризик недоодержання врожаю сільськогосподарських культур (особливо з глибокою кореневою системою).
Об’єктивним способом діагностики наявності підорної підошви є вимірювання твердості ґрунту твердоміром вертикального типу з автоматичною реєстрацією параметрів за глибиною кореневмісного шару. Її присутність майже у всіх орних ґрунтах, безумовно, діагностує процес фізичної деградації. Для запобігання утворенню підорної підошви здійснюють диференційований обробіток ґрунту з чергуванням різних технологій, знарядь обробітку, зміною його глибини. Показово, що безполицеві способи основного обробітку (плоскорізний, чизельний) підорної підошви не утворюють.
Отже, солонці характеризуються дуже поганими параметрами фізико-механічних властивостей, тому для їх поліпшення використовують агротехнічні, хімічні і біологічні заходи.
Агротехнічними є різні способи обробітку ґрунтів, за допомогою яких можна якісно підготувати посівний шар, зруйнувати підорну підошву, брили, здійснити безліч інших агрономічнокорисних операцій. Водночас тривалий механічний вплив на ґрунт погіршує структурність, розпорошує його, переущільнює орні шари. Із цієї причини зловживати механічним обробітком не можна. Доцільно обмежитися плоскорізним або взагалі поверхневими способами обробітку. В Україні є всі передумови для широкого впровадження мінімальних способів, які сприяють не лише збереженню, а й поліпшенню фізико-механічних властивостей ґрунтів.
Хімічними способами є гіпсування та штучне оструктурювання ґрунтів. Гіпсування солонцюватих ґрунтів позитивно впливає на фізико-механічні властивості (твердість, опір обробітку, липкість та ін.). Це так звані заходи хімічної меліорації, метою яких є зміна складу поглинених катіонів (натрію в солонцюватих ґрунтах на кальцій – гіпсування). Позитивна дія цих заходів посилюється при внесенні хімічних меліорантів разом з гноєм.
Біологічні заходи є найбільш універсальними й добре відомими з давніх часів, екологічно орієнтованими, ефективними майже на всіх ґрунтах. Це передусім внесення гною та інших органічних добрив (різноманітних компостів, торфу, сапропелю тощо). Оструктурювальний ефект і відповідно поліпшення фізико-механічних властивостей можливі лише за глибокого їх заорювання під плужний обробіток восени, а в разі неглибокого внесення внаслідок швидкої мінералізації їх довгострокова (меліорувальна) дія зникає. Сівозміна і використання фітомеліоративних можливостей вирощуваної культури також впливають на фізико-механічні властивості. Особливо привабливими тут є культури суцільного посіву з глибокою кореневою системою, сидерати, рослинні рештки.

2.7.Водні властивості
Вода в природі виконує дві функції: забезпечує багато фізичних і хімічних процесів; є потужною транспортною геохімічною системою, яка сприяє переміщенню речовин у просторі. У житті ґрунту вода виконує такі функції: вона є одним із факторів ґрунтоутворення й процесів вивітрювання мінералів; гумусоутворення; хімічні реакції відбуваються тільки у водному середовищі; під впливом води проходить формування ґрунтового профілю; регулювання температури ґрунту відбувається за допомогою води; вона є одним із факторів життя рослин та організмів, а також родючості ґрунтів.
Вода у ґрунті зв’язана з ґрунтовими частинками по-різному і має різну рухливість та здатність засвоюватись рослинами. У ґрунті розрізняють такі форми води: хімічно зв’язана, пароподібна, гігроскопічна, плівкова, капілярна і гравітаційна.
Водні властивості ґрунту – властивості ґрунту, які визначають поведінку ґрунтової вологи. До них відносяться: вологоємність, водопроникність, водопідіймальна здатність, випарна здатність ґрунту.
Водопроникність – це здатність ґрунтів всмоктувати й пропускати через себе воду, яка поступає з поверхні. Це одна з важливих ґрунтово-гідрологічних характеристик, що впливає на особливості формування стоку, водний режим ґрунту. Процес руху води має два етапи: всмоктування (інфільтрація) та просочування (фільтрація).
Інфільтрація – заповнення водою вільних пор ґрунту під впливом сорбційних, меніскових, гравітаційних сил і градієнта напору. Фільтрація – безперервний рух води в насиченому ґрунті під впливом градієнта. Межею між всмоктуванням і фільтрацією вважають установлення постійної швидкості фільтрації.
Водопроникність ґрунтів знаходиться в тісній залежності від їх гранулометричного складу і хімічних властивостей, структурного стану, щільності, вологості й тривалості зволоженості. Дуже знижує водопроникність ґрунтів наявність набряклих колоїдів, особливо насичених натрієм або магнієм. При зволоженні таких ґрунтів вони швидко набрякають і робляться практично водонепроникними.
Таблиця 2.7
Межі швидкості водопроникності (за М.О. Качинським)
Водопроникність ґрунту, мм водного стовпа Оцінка швидкості водопроникності, мм
Провальна Більше 1000
Надмірно висока 1000-500
Найкраща 500-100
Добра 100-70
Задовільна 70-30
Незадовільна Менше 30 мм
Водопроникність солонців складає менше 50 мм/хв., що, як видно з таблиці 2.7, є задовільним показником.
Водопроникність грає як позитивну, так і негативну роль. При низькій водопроникності можуть спостерігатися такі негативні явища, як вимокання культур, застій води на поверхні ґрунту, заболочення, стік води по поверхні схилу і розвиток ерозії. При дуже високій водопроникності не створюється достатній запас води в кореневмісному шарі ґрунту, а при зрошенні спостерігаються великі втрати води, що призводить до екологічних проблем. Для підвищення водопроникності використовується глибоке розпушування, щілювання, піскування, збагачення органічною речовиною, штучне структуроутворення.
Вологоємкість ґрунту – величина, яка кількісно характеризує ґрунтову водоутримуючу здатність. Залежно від умов утримання вологи розрізняють таку вологоємність ґрунту як польову, загальну, капілярну, найменшу, повну, максимальну молекулярну, адсорбційну молекулярну.
Найменша вологоємність відповідає капілярно-підвішеній формі вологи, що утворюється після стікання надлишку вологи в глиб ґрунту при досить глибокому заляганні ґрунтових вод. Величина найменшої вологоємності залежить від механічного, мінералогічного, хімічного складу грунту та його об'ємної щільності.
Найменша вологоємність солонців складає 22-32%.
Вологість в'янення (коефіцієнт в'янення) – вологість ґрунту, за якої проявляються ознаки в'янення рослин. Ця величина зале­жить від властивостей ґрунту (механічний склад, засолення, наяв­ність торфу тощо) і біологічних особливостей рослин. Вологолюбні рослини починають в'яну­ти при вищій, посухостійкі – при нижчій вологості ґрунту.
Вологість в'янення даних ґрунтів коливається межах 13-16%.
Водопідйомна здатність характеризує здатність вологи підніматися ґрунтовими капілярами. Через гідрофільність мінеральних ґрунтів їх капіляри добре змочуються водою, в них утворюються увігнуті меніски, які спричинюють поверхневий натяг, що ініціює підняття вологи. Чим тоншими є капіляри, тим вище піднімається волога. Якщо в піщаних ґрунтах максимальна висота капілярного підйому не перевищує 0,5-0,7 м, то в суглинистих вона є на порядок більшою (до 3 - 6 м), а в глинистих – знову зменшується (особливо помітно при їх солонцюватості). Швидкість капілярного підняття вологи також залежить від діаметра капілярів і вологості ґрунту. У посушливих (аридних) умовах підняття вологи здійснюється повільніше, ніж у гумідних. У цілому швидкість підняття вологи здійснюється згідно з кривою параболічного типу (висока швидкість на початку і подальше поступове згасання). При досягненні рівня капілярної вологоємності швидкість підняття вологи падає. Важливу роль при капілярному піднятті вологи відіграє температура, яка дуже впливає на в’язкість води. Капілярні підняття вологи за умови, що кореневмісний шар потрапляє в зону його впливу, набуває великого екологічного значення для ґрунтотворення та агрономічної практики, оскільки водний і сольовий баланс, процеси оглеєння, живлення рослин та багато інших моментів є залежними від капілярного підняття вологи.
Випарна здатність ґрунту. Частина води, яка потрапляє у ґрунт, випаровується. Швидкість випаровування залежить від механічного і структурного складу ґрунту. Глинисті і суглинисті ґрунти з великою капілярністю випаровують більше води, ніж легкі ґрунти, наприклад піщані. Структурні ґрунти, в порівнянні з безструктурними, втрачають менше вологи.
Випаровування вологи ґрунтом підсилює вітер. Крім того, чим сухіше повітря і вища його температура, тим більша втрата води при випаровуванні.
Величина випаровування, також, залежить від експозиції схилу. Наприклад, ґрунти на південних схилах втрачають більше води, ніж на північних. Рослинність зменшує випаровування вологи.
Доступність ґрунтової води для рослин є винятково важливою характеристикою, яка визначає значною мірою родючість ґрунтів. Рослини в процесі життя поглинають дуже велику кількість води. Вони витрачають її на транспірацію та утворення біомаси.
Солонці характеризуються слабкою доступністю для рослин ґрунтової вологи.
Водний баланс – співвідношення між водою, що потрапила в ґрунт (атмосферні опади, конденсована волога, ґрунтові та іригаційні води), до води, що була ним втрачена (фізичне випаровування, транспірація, поверхневий та внутрішньоґрунтовий боковий і вертикальний стік) за певний проміжок часу.
Водний режим ґрунту – сукупність явищ, що визначають надходження, переміщення, витрату й використання організмами ґрунтової вологи.
Водний режим ґрунтів діагностується за коефіцієнтом зволоження (КЗ), розрахованим методом Г.М. Висоцького:
КЗ = Ʃоп/Е,
де Ʃоп – сума опадів за рік, мм; Е – випаровуваність (максимум во¬логи, здатної випаруватися з відкритої водної поверхні) за рік, мм.
Залежно від величини КЗ виділяють промивний (>1), періодично промивний (>1, <1), непромивний (близько 1), випітний (<1) типи водного режиму, до яких О.А. Роде додав мерзлотний, іригаційний, заплавний (рис. 8.8).
Промивний тип вирізняється щорічним промочуванням усієї товщі ґрунто-підґрунтя до підґрунтових вод. Частина атмосферних опадів просочується через ґрунт і втрачається з ґрунтовим стоком. Цей тип водного режиму характерний для багатьох ґрунтів лісової зони, у тому числі й Українського Полісся, сприяючи формуванню в цих умовах дерново-підзолистих ґрунтів.
Періодично промивний тип є характерним для регіонів з приблизно однаковою річною величиною опадів і випаровування (північ Лісостепу, де домінують опідзолені, у тому числі чорноземні, ґрунти). Залежно від умов року (кількості опадів) формується промивний або непромивний тип водного режиму.
Непромивний тип формується на територіях степу і напівпустель із чорноземами звичайними, південними, каштановими ґрунтами, де опадів випадає менше, ніж випаровується, глибина промокання є невеликою, а між нею і капілярною облямівкою лежить шар з постійною вологістю, близькою до вологості в’янення (мертвий горизонт).
Випітний (ексудативний) тип притаманний ландшафтам з близьким заляганням підґрунтових (нерідко засолених) вод, за участю яких формуються солончакові та солонцюваті ґрунти сухих степів, напівпустель і пустель.
Мерзлотний (кріогенний) тип характеризується наявністю багаторічної мерзлоти, що діє як водоупор, над яким утворюється верховодка. Із цієї причини ґрунти, де домінує цей тип (північні території, тундра), перезволожені й оглеєні.
Іригаційний тип зрошуваних територій, залежно від сезону року, може змінюватися від промивного (за інтенсивного зрошення) до випітного (без штучної подачі води).
Заплавний тип відрізняється затопленням найнижчого гіпсометричного рівня річкової долини повеневими та паводковими водами, алювіальністю, гідроморфізмом тощо.
Типи водного режиму поділяють на підтипи (О.А. Роде, В.А. Ковда, та ін.): промивний – тайговий, напівболотний, болотний, ґрунтово-тайговий, ґрунтово-напівболотний, ґрунтово-болотний, тайговий глибокопромивний; періодично промивний – лісостеповий і степовий потускулярний; непромивний – степовий з глибоким сухим горизонтом і степовий; випітний – лучно-степовий, лучний і солончаковий.
Незважаючи на ускладненість класифікації солонців, все ж за характером водного режиму серед них легко виділяють три типи:
автоморфні – степові (підґрунтові води глибше від 6 м).
напівгідроморфні – лучно-степові (підґрунтові води на глибині 3 - 6 м).
гідроморфні – лучні (підґрунтові води на глибині 1 - 3 м).
Підтипи солонців виділяють з урахуванням зональних умов. Автоморфні солонці поділяють на чорноземні, каштанові, бурі аридно-напівпустельні. Серед напівгідроморфних виділяють: лучно-чорноземні, лучно-каштанові, лучно-бурі напівпустельні, напівгідроморфні мерзлотні. Підтипами солонців гідроморфних є чорноземно-лучні, каштаново-лучні, бурі аридні лучні, лучно-болотні, лучні мерзлотні.
Регулювання водного режиму здійснюють з метою оптимізації умов зволоження. В Україні дуже мало природних ландшафтів, де без додаткових заходів забезпечується агроекологічно оптимальний режим зволоження, через що його доводиться поліпшувати. У зоні Полісся необхідно звільнятися від надлишку вологи, тут потрібно в кореневмісному шарі залишити стільки води, скільки потребує польова культура для транспірації і, відповідно, одержання досить високого врожаю. У Степу, навпаки, варто широко використовувати полив. Однак і в більш помірному кліматі епізодично спостерігається дефіцит або надлишок води, які слід коригувати.
Дефіцит вологи (передусім у верхніх шарах ґрунту) є особливо нищівним на початку вегетаційного періоду. Наприкінці літа в степових регіонах у кореневмісному шарі ґрунту запаси доступної вологи стають зовсім незначними, тому її вміст до наступної весни майже повністю визначається кількістю пізньоосінніх опадів, а також ступенем використання поталих вод. Створення значних запасів вологи в ґрунті навесні повинно розпочинатися з осені за допомогою зяблевого обробітку впоперек схилу (де реально існує небезпека втрати води з поверхневим стоком), снігозатримання (там, де формується стійкий сніговий покрив), формування куліс (одночасно гальмують швидкість вітру і перешкоджають розвитку ерозії та дефляції) і лісосмуг (перешкоджають здуванню снігу з ланів).
Весняне збереження вологи в ґрунті передбачає створення обробітком мульчуючого шару ґрунтів з дрібних агрегатів, що перешкоджає фізичному випаровуванню – це боронування та міжрядні розпушування. Поля необхідно очищати від бур’янів, які непродуктивно витрачають надто багато вологи, а до сівозмін слід включати одне-два поля чорного пару.
Водний режим перезволожених ґрунтів регулюють розпушуванням підорного шару, створенням грядок і гребенів на поверхні для садіння картоплі, профілюванням схилів для безпечного відведення вологи. Але в цих умовах найефективнішим є осушення з одночасним відведенням зайвої вологи та її подачею в періоди, коли верхні шари ґрунту пересихають і культури без води гинуть.
Загалом для регулювання водного режиму застосовують екологізований комплекс гідротехнічних, агролісо- та фітомеліоративних, агротехнічних та інших заходів.

2.8.Теплові і повітряні властивості
До теплових властивостей ґрунтів відносяться теплопоглинальна здатність, теплоємність, і теплопровідність.
Теплопоглинальна здатність – здатність ґрунтів поглинати та утримувати енергію сонця.
Характеризується величиною альбедо – кількістю сонячної радіації, відбитою поверхнею ґрунту і вираженою в% від сумарної сонячної радіації. Альбедо коливається від 8 до 30%. Залежить від кольору ґрунтів, їх структурного стану, вологості, характеру поверхні. Темні ґрунти поглинають більше енергії, ніж світлі, вологі більше, ніж сухі.
Теплоємність – здатність ґрунту поглинати тепло; кількість тепла в калоріях, необхідна для нагрівання 1г або 1 см куб ґрунту на 1°С.
Теплоємність залежить від мінералогічного і гранулометричного складу ґрунту, вмісту в ньому органічної речовини, вологості. Вологий ґрунт має більшу теплоємність, ніж сухий, а глинистий більшу, ніж піщаний.
Теплопровідність – здатність ґрунту проводити тепло.
Теплопровідність залежить від гранулометричного, хімічного складу, гумусованості, щільності, пористості, ступеня зволоження ґрунту. Мінеральна частина ґрунту ліпше проводить його, ніж органічна, вода – ліпше, ніж повітря.
Тепловий режим – сукупність і визначена послідовність явиш теплообміну в системі приземний шар повітря-рослини-ґрунт-підстилаюча порода, а також сукупність процесів теплопереносу, теплоакумуляції та теплорозсіювання у ґрунті.
Температура ґрунту – дуже динамічна величина. Рівновага між температурою атмосфери і 0-5 см шару ґрунту встановлюється протягом декількох хвилин. Тепловий і водний режими тісно взаємопов'язані. Переходи води з однієї фази в іншу залежать від теплового режиму. Добова динаміка температури різко виражена у перших півметра. Вдень тепловий потік напрямлений зверху вниз; вночі – знизу наверх. Максимум температури спостерігається на поверхні вдень, біля 13 год., мінімум – перед сходом сонця. З глибиною амплітуда коливань температури знижується і добова динаміка на глибині 50 см практично повністю затухає. На добовий режим ґрунтів суттєво впливають клімат і погодні умови місцевості, вологість ґрунтів, їх гранулометричний склад, стан поверхні, кількість органічної речовини, забарвлення, рельєф, наявність снігового покриву тощо. Наприклад, рослинний покрив, важкий грансклад зменшують добові амплітуди коливань температури.
Річний режим температури ґрунтів має велику амплітуду коливань і виражений на більшу глибину, ніж добовий. Зона активної дії сезонної динаміки обмежена 3-4 метровою товщею.
Суттєві зміни в характері теплового режиму грунтів вносить їх обробіток, а також агромеліоративні заходи (снігозатримання, гребнювання, дренаж, зрошення). Тепловий режим має значний вплив на грунтоутворення (визначає інтенсивність процесів у грунтах, життєдіяльність мікроорганізмів, продуктивність рослин).
Повітряні властивості ґрунтів – це сукупність властивостей ґрунтів, які визначають стан і поведінку ґрунтового повітря у профілі.
Найбільш важливими є: повітроємність, повітровміст, повітропроникність.
Загальною повітроємністю ґрунтів називають максимально можливу кількість повітря, яка вміщується в повітряно-сухому ґрунті непорушеної будови при нормальних умовах.
Загальну повітроємність (Рз.п.) виражають у процентах до всього об'єму й визначають за формулою:
Рз.п. = Рзаг. – Рг,
де Рзаг. – загальна пористість ґрунту;
Рг – об'єм гігроскопічної вологи,%.
Повітроємність ґрунтів залежить від їх гранулометричного складу, складення, ступеня оструктуреності. Необхідно розрізняти капілярну й некапілярну повітроємність. Ґрунтове повітря, яке міститься в капілярних порах малого діаметра, характеризує капілярну повітроємність ґрунтів. Велика кількість у ґрунті цього повітря свідчить про низьке переміщення газів у межах ґрунтового профілю. Це характерно для важкоглинистих, безструктурних, щільних ґрунтів, що набухають, викликає в них оглеєння. Суттєве значення для забезпечення нормальної аерації ґрунтів має некапілярна повітроємність, або пористість аерації, тобто повітроємність міжагрегатних пор. Вона містить великі пори, ходи коренів і черв'яків у ґрунтовій товщі. Некапілярна повітроємність (Ра – пористість аерації) визначає кількість повітря, яка існує в ґрунтах при їх капілярному насиченні вологою. Вона розраховується:
Ра = Рзаг – Рк,
де Рк – об'єм капілярної пористості,%. У добре оструктурених ґрунтах некапілярна повітроємність досягає найбільших значень – 25-30%.
Повітровміст – кількість повітря, яке міститься в ґрунті при визначеному рівні зволоження.
Його визначають за формулою:
Рв = Рзаг – Woб.,
де Wo6. – об'ємна вологість ґрунтів,%. Оскільки повітря і вода в ґрунтах є антагоністами, тому існує чітка від'ємна кореляція між волого – і повітровмістом.
Повітропроникність – здатність ґрунту пропускати через себе повітря.
Вона визначає швидкість газообміну між ґрунтом і атмосферою. Залежить від гранскладу ґрунту та його оструктуреності, від об'єму й будови порового простору. Переважно визначається некапілярною пористістю. Необхідно також звернути увагу на залежність некапілярної пористості від стану поверхні ґрунту, його розпущеності, наявності кірки.
Отже, теплові і повітряні властивості солонців лучно-чорноземних глибокостовпчастих, солончакуватих на лесоподібних суглинках являються незадовільними.

2.9.Агрохімічні властивості
До агрохімічних властивостей ґрунту відносять: хімічний склад ґрунту (вміст поживних речовин), органічні речовини ґрунту (гумус), фізико-хімічні властивості, ґрунтовий розчин і його склад.
2.9.1. Вміст поживних елементів у ґрунті
Хімічний склад ґрунту є однією з його обов’язкових характеристик, придатних для порівняння зі складом інших природних тіл. Хімічний склад ґрунту є комплектом притаманних йому хімічних елементів та їх кількісними співвідношеннями.
Оскільки в своїй основній масі (окрім гумусу та інших органічних речовин) ґрунт складений мінеральними речовинами, то й валовий хімічний його склад переважно визначається складом та співвідношенням мінералів з різних за розмірами фракцій, охоплених ґрунтотворенням.
Хімічний склад варіює з глибиною. Різниця у валовому хімічному складі окремих горизонтів ґрунтового профілю використовується для визначення хімічного перетворення породи.
Отже, напрямок та інтенсивність прояву ґрунтотворного процесу безпосередньо впливає на перерозподіл хімічного складу по профілю. Тому за характером профільних змін валового хімічного складу можна проводити діагностику ґрунтотворення.
Для розуміння причин формування особливостей валового хімічного складу ґрунту і його варіювання по профілю завжди необхідно враховувати, що вміст окремих елементів визначається присутністю їх у ґрунті в складі різноманітних конкретних мінеральних і органічних сполук.
Кремній. Вміст цього елемента визначається в основному присутністю в ґрунті кварцу й у меншій мірі первинних і вторинних силікатів і алюмосилікатів. У ряді випадків може бути присутнім, у тому числі й у великих кількостях, аморфний кремнезем у вигляді опала або халцедону, генезис і накопичення яких у ґрунті зв'язані з біогенними (опалові фітолітарії, спікули губок, кістяки діатомей і т.п.) або гідрогенними (окремніння грунтів) процесами.
Алюміній. Вміст алюмінію в ґрунтах зумовлений в основному присутністю польових шпатів, глинистих мінералів і почасти деяких інших, багатих алюмінієм первинних мінералів, наприклад, слюд, епідотів, граната, корунду. Може бути присутнім і у вільному глиноземі, у вигляді різноманітних гідроксидів алюмінію (діаспор, беміт, гідраргаліт) в аморфній або кристалічній формі.
Залізо. Цей елемент присутній у ґрунтах у складі як первинних, так і вторинних мінералів, будучи компонентом магнетиту, гематиту, титаномагнетиту, глауконіту, рогових обманок, піроксенів, біотиту, хлоритів, глинистих мінералів, мінералів групи оксидів заліза. Багато в ґрунтах міститься й аморфних сполук заліза, особливо різноманітних гідроксидів (гетит, гідрогетит і ін.).
Кальцій. Вміст Са в безкарбонатних суглинистих ґрунтах складає 1-3% і визначається в основному присутністю глинистих мінералів тонкодисперсних фракцій, а також гумусом і органічними залишками, у зв'язку з чим спостерігається тенденція до біогенного збагачення кальцієм верхньої органо-акумулятивної частини профілю. Однак у ряді випадків його підвищений валовий вміст може бути зумовлений присутністю у великих фракціях уламків карбонатних порід і первинних мінералів, кальцієвмісних мінералів (кальциту, гіпсу, основних плагіоклазів та ін.).
Магній. Валовий вміст Mg у ґрунті звичайно близький до вмісту Са й зумовлений головним чином присутністю глинистих мінералів, особливо монтморилоніту, вермикуліту, хлориту. У крупних фракціях магній міститься в уламках доломітів, олівіні, рогових обманках, піроксенах; у ґрунтах аридної зони багато магнію акумулюється при засоленні ґрунтів у вигляді хлоридів і сульфатів.
Калій. Цей елемент присутній частіше в глинистих мінералах тонкодисперсних фракцій, особливо в гідрослюдах, а також у складі таких первинних мінералів крупних фракцій, як біотит, мусковіт, калієві польові шпати. Поряд із кальцієм, калій відноситься до числа органогенів, необхідних для розвитку рослин; у ряді випадків калій може бути в дефіциті, у зв'язку з чим його внесення в ґрунт позитивно позначається на родючості.
Натрій. У ґрунті натрій присутній у складі первинних мінералів, переважно в натрієвмісних польових шпатах. Вміст Na2O в окремих складових крупних фракцій може досягати 5-6%, тоді як у мулистій фракції не перевищує 0,5-1%. У засолених ґрунтах сухостепової й аридної зон у значних кількостях може бути присутнім у вигляді хлоридів або входити в поглинальний комплекс ґрунтів, у зв'язку з чим вміст Na2O у цьому випадку зростає до декількох відсотків. У ґрунті дефіциту цього елемента звичайно не спостерігається; присутність натрію в підвищених кількостях у складі рухливих сполук зумовлює формування несприятливих фізичних і хімічних властивостей ґрунту.
Вуглець, азот, фосфор. Ці елементи належать до числа найважливіших органогенів. Присутність їх у ґрунті (перших двох практично цілком) зобов'язана впливу живої речовини і процесам ґрунтотворення.
Вуглець. У ґрунті він міститься в основному в складі гумусу, а також органічних залишків. Багато вуглецю може знаходитися в складі карбонатів. Значна частина ґрунтів, що використовуються у землеробстві, потребує внесення вуглецю у вигляді органічної речовини.
Азот. Так само, як і вуглець, азот майже цілком зв'язаний у ґрунті з його органічною частиною – гумусом і складає 1/10-1/20 від вмісту вуглецю. Незважаючи на невелику кількість (не більш 0,3-0,4, часто 0,1 і менше відсотка), азот відіграє надзвичайно важливу роль у родючості грантів, тому що він життєво необхідний рослинам, для яких він доступний тільки у формі нітратного й амонійного іонів. Більшість культурних ґрунтів потребує систематичного внесення цього елемента. У природних умовах поповнення в ґрунті резервів азоту в доступних для рослин формах здійснюється азотфіксуючими бактеріями.
Фосфор. Фосфор життєво важливий для рослин, але в більшості ґрунтів знаходиться в різкому дефіциті, у зв'язку з чим необхідно систематично вносити фосфор в ґрунт, особливо при їхньому інтенсивному використанні в сільськогосподарському виробництві. У ґрунті фосфор є у складі гумусу, органічних залишків, у мінеральній частині ґрунтів у складі апатиту, вторинного болотного мінералу – вівіаніту.
Хімічний склад ґрунтів впливає на їхню родючість як безпосередньо, так і визначаючи ті або інші властивості ґрунту, що мають вирішальне значення в житті рослин. З одного боку, це може бути дефіцит певних елементів живлення рослин, наприклад, фосфору, азоту, калію, заліза, деяких мікроелементів; з іншого – токсичний для рослин надлишок, як у випадку засолення ґрунтів.
Хімічний склад солонців лучно-чорноземних глибокостовпчастих, солончакуватих на лесоподібних суглинках наглядно відображений в таблицях 2.8-2.11.
Таблиця 2.8
Валовий хімічний склад ґрунту, %
Вміст окислів Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
SiO2 87,95 87,63 81,26 85,31 Не визн. 85,95 78,55
Fe2O3 1,87 1,74 3,77 2,84 » 2,03 3,40
Al2O3 4,26 4,01 6,39 5,96 » 6,60 7,90
K2O 1,01 0,96 Не визн. 1,07 » Не визн. 1,35
P2O5 0,08 0,09 0,09 0,07 » » 0,04
SiO2:R2O3 27,15 29,20 15,56 18,71 » » 13,36
Таблиця 2.9
Валовий хімічний склад мулистої фракції, %
Вміст окислів Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
SiO2 44,13 Не визн. 48,97 51,88 Не визн. Не визн. 52,51
Fe2O3 8,57 » 10,50 9,62 » » 7,61
Al2O3 14,79 » 16,08 17,43 » » 15,96
K2O 1,68 » 0,32 1,18 » » 2,13
P2O5 2,14 » 1,96 2,01 » » 2,77
SiO2:R2O3 3,71 » 3,65 3,75 » » 4,28
Таблиця 2.10
Рухомі силікатна кислота та півтораоксиди
Вміст окислів Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
SiO2 1,05 Не визн. 1,08 0,65 Не визн. 0,03 Не визн.
Fe2O3 0,26 » 0,37 0,24 » 0,46 »
Al2O3 0,22 » 0,40 0,22 » 0,20 »
За хімічним складом даний ґрунт дуже сильно диференційований за елювіально-ілювіальним типом: надсолонцевий горизонт збагачений SiО2 і збіднений R2О3, Ca, Mg та іншими елементами, карбонати вимиті в нижню частину солонцевого горизонту.
Таблиця 2.11
Валовий вміст азоту, %
Валовий азот, % Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
N 0,14 0,13 Не визн. 0,05 Не визн. Не визн. 0,02
Валовий вміст азоту в ґрунті складає 0,09-0,11; фосфору 0,11-0,12; калію 2,6-3,0%. Для даного ґрунту характерною є невелика забезпеченість рухомими сполуками фосфору.
Отже, для нормального росту і розвитку рослин потрібні оптимальні умови живлення, що створюються за рахунок водного і повітряного режимів, певного запасу доступних поживних речовин, концентрації ґрунтового розчину та інших факторів, більшість з яких залежить від агрохімічних властивостей ґрунту.
Основним запасом поживних речовин у ґрунті є органічні і мінеральні сполуки ґрунту. Розрізняють валові і доступні запаси поживних речовин. Загальна (валова) кількість поживних речовин вказує на їх вміст, а не характеризує доступну кількість, яка визначає величину врожаю та його якість. Доступних для рослин сполук ґрунту (азоту, фосфору,калію) дуже мала кількість. До 95- 98% сполук азоту – це важкодоступні сполуки, які рослини можуть засвоювати після їх мінералізації. Більшість сполук фосфору представлена важкорозчинними мінеральними і органічними його сполуками, основна частина калію – нерозчинними алюмосилікатними мінералами.
Органічні сполуки ґрунту в процесі мінералізації розкладаються на доступні поживні речовини. Продукти розкладання поглинаються рослиною і ґрунтом та мікроорганізмами. Завдяки біологічному поглинанню мікроорганізми нагромаджують значну кількість поживних речовин, необхідних для їх життєдіяльності і будови тіла. У процесі життєдіяльності мікроорганізмів значна кількість важкодоступних для рослин сполук (азот- та фосфоровмісних сполук) перетворюється на доступну для рослин форму, внаслідок чого умови живлення рослин поліпшуються. Ці процеси інтенсивно відбуваються у ґрунтах з високою біологічною активністю, а також при створенні оптимальних умов середовища (рН, вмісту енергетичного матеріалу, агрофізичних та інших умов).

2.9.2. Гумус
Джерела надходження органічної речовини в ґрунт
Невід'ємною складовою частиною будь-якого ґрунту є органічна речовина, тобто сукупність живої біомаси й органічних решток рослин, тварин, мікроорганізмів, продуктів їх метаболізму і специфічних новоутворених темнозабарвлених гумусових речовин, що рівномірно пронизують ґрунтовий профіль. Складний комплекс органічних сполук ґрунту зумовлений різним складом органічних решток, що надходять у ґрунт, неоднаковою спрямованістю мікробіологічного процесу, різноманітними гідротермічними умовами тощо. У складі органічної речовини ґрунту знаходяться всі хімічні компоненти рослин, бактеріальної та грибної плазми, а також продуктів їх подальшої взаємодії й трансформації. Це тисячі сполук, середній час існування яких у ґрунті може варіювати від доби до тисяч років.
Джерелом гумусу є органічні рештки вищих рослин, мікроорганізмів і тварин, що живуть у ґрунті. Залишки зелених рослин надходять у ґрунт у вигляді наземного опаду та відмерлої кореневої системи рослин. Кількість органічної речовини, що надходить до ґрунту різна, і залежить від ґрунтово-рослинної зони, складу, віку та густоти насаджень, а також від ступеня розвитку трав'янистого вкриття.
Найбільш суттєвим джерелом ґрунтової органіки є рослинність, яка мобілізує та акумулює в едафотопах запас потенціальної енергії та біофільних елементів у надземних і підземних органах рослин, у їх рештках.
Продуктивність рослинності у різних екосистемах неоднакова: від 1-2 т/га в рік сухої речовини в тундрах до 30-35 т/га у вологих тропічних лісах. Під трав'янистою рослинністю основним джерелом гумусу є корені, маса яких у метровому шарі ґрунту складає 8-28 т/га (Степ). Трав'яниста рослинність у зоні хвойних та мішаних лісів (Полісся) на суходільних луках накопичує 6-13 т коренів на гектар у метровому шарі ґрунту, під багаторічними сіяними травами – 6-15 т/га; однорічною культурною рослинністю – 3,1-15 т/га органічних решток. Під лісовою рослинністю рослинний опад утворює підстилку, участь коренів у гумусоутворенні незначна. По профілю вміст кореневих решток із глибиною зменшується. Ці залишки нерідко використовуються ґрунтовою фауною та мікроорганізмами, внаслідок чого відбувається трансформація органічної речовини у вторинні форми.
Значна роль у гумусоутворенні належить ґрунтовій фауні, яку за розмірами поділяють на чотири групи: мікро-, мезо-, макро-, мегафауну. Причому переважно саме мікро- та мезофауна беруть активну участь у переробці органічної речовини ґрунту, сприяючи цим гумусоутворенню.
Загальна біомаса мікроорганізмів у метровому шарі ґрунту складає до 10 т/га (приблизно 0,5-2,5% від маси гумусу), їх залишки становлять біля третини залишків рослин. Біомаса водоростей – 0,5-1 т/га, а біомаса безхребетних – 12,5-15 т/га (більша частина цієї біомаси формується червами).
Хімічний склад органічних решток
Хімічний склад органічних решток дуже різноманітний: вода (70-90%), білки, ліпіди, лігнін, смоли, воски, дубильні речовини. Переважна більшість цих сполук високомолекулярні (мол. маса 104-106). Деревина розкладається повільно, тому що містить багато смол і дубильних речовин, які трансформуються лише специфічною мікрофлорою. Натомість дуже швидко розкладаються бобові трави, збагачені білками та вуглеводами. Зольних елементів у траві багато, а у деревних мало. В орних ґрунтах джерелом для гумусоутворення служать залишки культурних рослин і органічні добрива.
Хімічний склад живих організмів такий (в% до сухої речовини):
1) бактерії – зола 2-10, білки 40-70, ліпіди та дубильні речовини 1-40%;
2) водорості – зола 20-30, целюлоза 5-10, геміцелюлоза 50-60, білки 10-15, ліпіди та дубильні речовини 1-30%;
3) багаторічні трави – зола 5-10, целюлоза 25-40, геміцелюлоза 25-35, білки 5-12, лігнін 15-20, ліпіди та дубильні речовини 2-10%;
4) листя дерев – зола 3-8, целюлоза 15-25, геміцелюлоза 10-20, білки 4-10, лігнін 20-30, ліпіди та дубильні речовини 5-15%.
Від хімічного складу джерел залежить характер гумусоутворення та якість гумусу.
Сучасні уявлення про процес гумусоутворення
Потрапляючи до ґрунту, органічні рештки піддаються різним механічним, біохімічним і фізико-хімічним перетворенням. Першим етапом перетворень є розклад органічних залишків. Він відбувається за допомогою ґрунтової фауни, флори, мікроорганізмів. Органічні залишки при цьому втрачають свою анатомічну будову, складні органічні сполуки трансформуються в простіші і більш рухомі, тобто в проміжні продукти розкладу. Ці процеси мають біокаталітичний характер, оскільки відбуваються при участі ферментів.
Перша фаза розкладу органічних залишків – їх фізичне руйнування, подрібнення. Друга фаза – гідроліз органічних речовин: білки, наприклад, розщеплюються на пептиди, а потім – на амінокислоти; вуглеводи, такі як целюлоза, крохмаль – на моносахариди; уронові кислоти, жири – на гліцерин і жирні кислоти; лігнін, смоли, дубильні речовини – на ароматичні сполуки. Третя фаза розкладу – окисно-відновні процеси, що за допомогою ферменту оксиредуктази викликають повну мінералізацію органічних речовин: відбувається дезамінування амінокислот, декарбоксилування органічних кислот тощо.
Реакції дуже різноманітні, їх характер визначається умовами, складом органічного матеріалу. В аеробних умовах іде окиснення, в анаеробних – відновлення. В кінцевому вигляді амінокислоти мінералізуються до CO2, Н2O, оксиди азоту в аеробних умовах, у вуглеводи – в анаеробних. Вуглеводи, приєднуючи кисень, перетворюються спочатку в органічні кислоти, альдегіди, спирти, потім – у СО2 та Н2O, а при нестачі кисню відбувається їх бродіння й утворюються метан, спирт, низькомолекулярні органічні кислоти. Аналогічні перетворення до мінеральних речовин відбуваються з іншими проміжними продуктами розкладу. Дуже швидко мінералізуються цукор, крохмаль, гірше – білки, целюлоза, погано – лігнін, смоли, воски.
Швидкість розкладу органічних залишків зменшується в анаеробних умовах аж до повного припинення його й утворення торфу. Більшість з органічних залишків окислюється до вуглекислого газу та води. А менша частина проходить другий етап перетворень – гуміфікацію, тобто синтез гумусних речовини. Рівень гуміфікації органічних решток залежить від гідротермічного режиму, ботанічного та біохімічного складу решток, їх кількості.
Природа утворення гумусних речовин цікавила дослідників протягом усього періоду розвитку ґрунтознавства. За цей час було висунуто кілька гіпотез походження гумусу. Значний внесок у вивчення процесів гуміфікації зробили В.Р.Вільямс, Л.М. Александрова, І.В.Тюрін, М.М. Кононова, Д.С.Орлов, М.І.Лактіонов та ін.
На сьогодні найбільш поширеними є дві концепції гумусоутворення. Конденсаційна (полімеризаційна) – розроблена М.М.Кононовою, В.Фляйгом. Засновники теорії стверджують, що гумусові речовини – це продукт конденсації структурних фрагментів, які утворились в результаті первинного розкладу органічних сполук циклічного характеру (лігнін, дубильні речовини, смоли і т.п.). Одночасно відбувається полімеризація шляхом окиснення циклічних сполук ферментами типу фенолоксидаз через семихінони до хінонів і взаємодією останніх з амінокислотами та пептидами. На думку М.І.Лактіонова (1978), дискусійним залишається питання про участь в конденсації крупніших фрагментів лігніну та про подальше визрівання гумінових кислот як не тільки абіотичний процес.
Утворення молекули ГК при біокаталітичній конденсації хінонів з амінокислотами за Лактіоновим відбувається так:

Такий підхід пояснює будову міцел гумусових сполук як колоїдних поверхнево-активних речовин: гідрофобне ядро органічного колоїду представлене агрегатом фенольної частини молекули, а зовнішня гідрофільна частина – амінокислотною (пептидною) частиною макромолекул. Переважаючими іоногенними групами на поверхні таких молекул будуть – СООН, – NH2.
Концепція біохімічного окиснення розроблена Л.М.Александровою. За її визначенням, гуміфікація – складний біофізико-хімічний процес трансформації проміжних високомолекулярних продуктів розкладання органічних решток в особливий клас органічних сполук – гумусні кислоти. Провідне значення в процесі гуміфікації мають реакції повільного біохімічного окиснення, у результаті яких утворюється система високомолекулярних органічних кислот. Гуміфікація – тривалий процес, в результаті якого проходить поступова ароматизація молекул гумусових кислот не за рахунок конденсації, а шляхом часткового відщеплення найменш стійкої частини макромолекули новоутвореної гумусової кислоти. Система гумусових кислот далі вступає в реакцію із зольними елементами рослинних залишків і мінеральної частини ґрунту. При цьому єдина система поступово розщеплюється на декілька фракцій за молекулярною масою, деталями будови молекули, ступенем розчинності. Отже в дуже загальному вигляді перетворення органічних залишків в ґрунті можна зобразити такою схемою (рис. 2.3).

Рис.2.3. Схема процесу гумусоутворення в ґрунті
(за Л.М.Александровою)
Вплив умов на характер перетворення органічних решток в гумус
Установлено, що швидкість і спрямованість гуміфікації залежать від багатьох факторів. Основними серед них є кількість і хімічний склад рослинних решток, водний і повітряний режими, склад ґрунтових мікроорганізмів, реакція ґрунтового розчину, гранулометричний склад ґрунту тощо. Певне співвідношення даних факторів і їх взаємодія зумовлюють певний тип гуміфікації органічних решток: фульватний, гуматно-фульватний, фульватно-гуматний і гуматний.
Водно-повітряний режим ґрунту впливає на гуміфікацію так:
1) в аеробних умовах можливі такі варіанти: а) при достатній кількості вологи, температурі 25-30°С розклад і мінералізація йдуть інтенсивно, тому гумусу накопичується мало; б) при нестачі вологи утворюється мало органічної маси взагалі, сповільнюються її розклад і мінералізація, гумусу утворюється мало;
2) в анаеробних умовах при постійному надлишку води і нестачі кисню уповільнюється розклад органічних залишків, у результаті
діяльності анаеробних мікроорганізмів утворюються метан, водень, які пригнічують мікробіологічну активність, гумусоутворення дуже слабке, органічні залишки консервуються у вигляді торфу (болотні ґрунти);
3) чергування оптимальних гідротермічних умов із деяким періодичним висушуванням ґрунту – найбільш сприятливий варіант для гумусоутворення, йде поступовий розклад органічних залишків, достатньо енергійна гуміфікація, закріплення гумусу в засушливі періоди (чорноземи).
Характер рослинності є потужним фактором, що впливає на гумусоутворення. Оскільки трав'яниста рослинність щорічно відмирає, вона дає найбільший рослинний опад, в основному – безпосередньо в ґрунті у вигляді кореневих залишків, що сприяє швидкому з'єднанню продуктів їх розкладу з мінеральною частиною й захисту від надлишкової мінералізації – вміст гумусу в ґрунті збільшується. Хімічний склад трав'янистої рослинності, багатої на білки, вуглеводи, кальцій, сприяє її швидкому розкладу, утворенню м'якого гумусу – найбільш цінного його типу. Дерев'яниста рослинність, збагачена восками, смолами, дубильними речовинами, які погано розкладаються переважно грибною мікрофлорою, сприяє накопиченню дуже кислих продуктів розкладу решток, процеси йдуть переважно в лісовій підстилці, гумус утворюється грубий, накопичується у верхньому малопотужному горизонті.
Крім того, на гумусоутворення, його напрямок впливають кількість і склад мікроорганізмів, фізичні властивості, грансклад та хімічний склад ґрунту. Найкращі умови створюються в ґрунтах, багатих Са, які мають близьку до нейтральної реакцію середовища, середній уміст мікроорганізмів, середній гранулометричний склад, добру оструктуреність.
Гумусові речовини розкладаються (мінералізуються) спеціальними мікроорганізмами, особливо при наявності органічних речовин, що ще не гуміфікувались. Проте зауважимо, що розклад гумусу – процес довготривалий і потребує участі великої групи мікроорганізмів. Стійкість гумінових кислот пов'язана зі сферичною формою молекул, що складаються з багатьох гетерогенних одиниць, які нерегулярно з'єднанні ковалентними зв'язками. Найбільш інтенсивно відбувається мінералізація фульвокислот. Максимальна швидкість мінералізації спостерігається при оптимальних для мікроорганізмів вологості та температурі, зменшується при надлишковому зволоженні, у важких ґрунтах. Особливо різке зменшення вмісту гумусу в ґрунті спостерігається при застосуванні високих доз азотних добрив. Це пов'язано з активацією ґрунтових мікроорганізмів, що включають у свої метаболічні цикли органічну речовину ґрунту. Здатність розкладати гумус притаманна багатьом мікроорганізмам, але провідна роль належить грибам і актиноміцетам (зокрема, но-кардіям). У процесі розкладу гумусових речовин вивільнюється велика кількість елементів живлення рослин, особливо азоту.
Гумус як динамічна система органічних речовин і як система високодисперсних сполук в ґрунті
Як зазначалось вище, до складу органічної речовини грунту входять органічні рештки, продукти їх розкладу, неспецифічні органічні речовини та власне гумус.
Неспецифічні органічні сполуки – це цукри, амінокислоти, білки, органічні основи, дубильні речовини, органічні низькомолекулярні кислоти тощо. В більшості ґрунтів складають одиниці процентів загального вмісту органічної речовини.
Гумус – це гетерогенна динамічна полідисперсна система високомолекулярних азотистих ароматичних сполук кислотної природи.
Уміст гумусу в поверхневих горизонтах ґрунтів коливається від 0,5 до 20%, різко або поступово зменшуючись з глибиною.
Характерною особливістю гумусових речовин є їх гетерогенність, тобто наявність різних за стадією гуміфікації, молекулярною масою, хімічним складом, а значить, властивостями компонентів.
Основні компоненти гумусу: гумінові кислоти, фульвокислоти, гуміни, їх співвідношення в різних ґрунтах
Гумусні речовини поділяють на три групи сполук: гумінові кислоти, фульвокислоти, гуміни.
Гумінові кислоти (ГК) темно-коричневого або чорного забарвлення, розчинні в слабких лугах, утворюючи гумати, слабко розчинні у воді. До їх складу входять вуглець (50-62%), водень (2,8-6,6%), кисень (31-40%), азот (2-6%) і зольні елементи. Залежно від умісту вуглецю, ГК поділяють на дві групи: сірі або чорні (високий уміст Са) і бурі. Елементарний склад молекул гумінових кислот непостійний. Молекулярна маса коливається від 4 тис. до 100 тис. ат. од. Хімічні властивості, ємність вбирання, взаємодія з мінералами ґрунту зумовлені наявністю в молекулі ГК функціональних груп (карбоксильної, фенолгідроксильної, амідної, карбонільної тощо).
Молекула гумінової кислоти має складну будову (рис. 14) і складається з: 1) ядра – це ароматичні та гетероциклічні угрупування (азотовмісні гетероцикли, феноли, ароматичні альдегіди, 50-65% маси молекули гумінової кислоти). У процесі старіння гумусу збільшується ступінь конденсованості, ущільненості ядра, у зв'язку з чим зменшується рухомість гумінової кислоти; 2) периферійної частини гумінової кислоти, що складається з аліфатичного ланцюжка (вуглеводневі та амінокислотні групи, 25-40% від маси молекули) та функціональних груп (карбоксильних, гідроксильних, амінних тощо, 10-25%). Наявність карбоксильних та гідроксильних груп зумовлює кислотні властивості, ємність поглинання, розчинність, здатність утворювати органо-мінеральні сполуки тощо.
Гумінові кислоти не мають кристалічної будови, але молекули їх упорядковані й сітчасті за структурою, сферичної форми, діаметром біля 3-8 нм, об'єднуються між собою і створюють асоціати. Розчини гумінових кислот пересуваються в електричному полі, при всіх значеннях рН молекули мають негативний заряд. Основна маса гумінових кислот при рН, більшому від 5, знаходиться у вигляді нерозчинних у воді продуктів, а при рН, меншому від 5, – дегідратованих гелів, тому частково розчиняються, утворюючи молекулярні й колоїдні розчини.
Гумінові кислоти різних типів ґрунтів мають відмінності в ряду від підзолистих ґрунтів до чорноземів: збільшуються відношення С:Н, частка ядра, оптична щільність, гідрофобність, зменшується розчинність, здатність до пептизації.
Фульвокислоти (ФК) світло-жовтого, світло-бурого забарвлення, розчинні у воді й лугах, утворюючи фульвати, їх елементарний склад відрізняється від складу гумінових кислот. Вони містять вуглець (41-46%), водень (4-5), азот (3-4), кисень (44-48%). Отже, фульвокислоти містять менше вуглецю і більше кисню, ніж гумінові, а також відрізняються співвідношенням ядра і периферійної частини в молекулі (слабо виражене ядро і більша частина периферії). Водні розчини фульвокислот сильно кислі (рН = 2,6-2,8), молекулярна маса коливається від 2 до 500 тис. ат. од., енергійно руйнують мінеральну частину ґрунту, дуже лабільні.
Гумін тепер прийнято називати рештками, що не гідролізуються. Це сукупність гумінових і фульвокислот, які міцно зв'язані з мінеральною частиною ґрунту. До їх складу входять також компоненти рослинних решток, що важко розкладаються мікроорганізмами: целюлоза, лігнін, вуглинки. Гуміни не розчиняються в жодному розчиннику, тому їх називають інертним гумусом.
Вміст гумусних речовин в ґрунтах – характерна генетична і класифікаційна ознака кожного типу ґрунту. Положення про закономірну зміну гумусу в зональних типах ґрунтів залежно від географічних умов вперше сформулював В.В.Докучаєв у праці “Російський чорнозем”(1883). В наш час для кожного зонального типу ґрунту встановлено стабільний вміст гумусу в верхньому горизонті і стабільний тип розподілу його запасів по горизонтах профілю. Доведено також, що кожний тип ґрунту має певний якісний склад гумусу: відносний вміст гумінових і фульвокислот, будова їх молекул, форми органо-мінеральних зв’язків тощо (таблиця 2.12).
Таблиця 2.12
Вміст і склад гумусу у верхньому горизонті зональних типів ґрунтів (за М.М. Кононовою)
Ґрунт Вміст гумусу, % Відношення ГК:ФК Вміст рухомих форм гумусних кислот, %
Дерново-підзолисті 3,0 – 4,0 0,8 100
Сірі лісові 4,0 – 6,0 1,0 20 – 30
Чорноземи глибокі 9,0 – 10,0 1,7 20 – 25
Чорноземи звичайні 7,0 – 8,0 2,0 – 2,5 10 – 15
Каштанові 1,5 – 4,0 1,2 – 1,5 10
Бурі напівпустинь 1,0 – 1,2 0,5 – 0,7 10
Червоноземи (вологі субтропіки) 4,0 – 6,0 0,7 – 0,9 90 – 100
Фералітні (тропічні) 2,0 – 4,0 0,3 – 0,4 100
З наведених даних видно, що максимально гумус накопичується у глибоких і звичайних чорноземах. Тут склались найсприятливіші гідротермічні і біохімічні умови. Які забезпечили високу продуктивність біологічної маси, помірну активність мікроорганізмів, консервацію і збереження гумусу в ґрунтах.
На північ і на південь від чорноземної зони поєднання гідротермічних і біохімічних умов несприятливе для синтезу і накопичення гумусу. В умовах посушливого клімату (сухі степи, напівпустині і пустині) біологічна продуктивність рослинних угруповань незначна, а рештки відмерлих рослин швидко розкладаються до повної мінералізації. На північ від чорноземів, в умовах тайгово-лісової зони переважає синтез фульвокислот, які легко вимиваються атмосферними опадами в нижні горизонти.
Шляхи регулювання вмісту гумусу
Гумусні речовини мають дуже важливе значення в ґрунтоутворенні, формуванні родючості ґрунту, живленні рослин. Роль окремих компонентів гумусу в цих процесах неоднакова, оскільки вони мають різні властивості. В землеробстві з давніх-давен відомо – чим більше гумусу в ґрунті, тим він родючіший. Гумінові кислоти надають ґрунтам темного забарвлення навіть при незначному вмісті гумусу. Такі ґрунти, порівняно зі світлими, краще поглинають сонячне проміння і тому мають кращий тепловий режим, що позитивно впливає на ріст і розвиток рослин. Через погану розчинність у воді вони накопичуються у верхньому шарі ґрунту і в такий спосіб формують гумусний горизонт.
Основна маса гумінових кислот перебуває в ґрунті в стані колоїдних міцел, що зумовлює підвищення ємності вбирання даного ґрунту. А родючість, як відомо, залежить від величини ємності вбирання. Чим більше у ґрунті міститься увібраних основ, тим більший запас поживних речовин для рослин: 100 г сухої маси гумінових кислот убирає 400-600 мг-екв. Жоден глинистий мінерал у природі не має такої високої ємності вбирання.
На поверхні тонкодисперсних часток ґрунту гумінові кислоти реагують із залізом і алюмінієм, утворюючи органо-мінеральні дисперсні системи – гелі. Колоїди гумінових кислот цементують механічні частки ґрунту у процесі формування міцних, водостійких структурних агрегатів. Поліпшення структурного складу ґрунту також позитивно впливає на його родючість.
Гумінові кислоти містять багато зольних елементів, які при мінералізації гумусу переходять у легкодоступну для рослин форму. Отже, гумусні речовини зумовлюють регулярне засвоєння поживних речовин рослинами. Саме цим пояснюється загальновідомий факт: чим більше в ґрунтах гумусу, тим вища біологічна продуктивність рослин. Отже, гумус є поживою для мікроорганізмів, а для вищих рослин – джерелом зольних елементів і азоту.
Гумус відіграє біогеохімічну роль: залізо, алюміній, мікроелементи концентруються й мігрують у земній корі у формі органо-мінеральних сполук. Акумуляція гумусу, торфу, вугілля веде до концентрації урану, германію, ванадію, молібдену, міді, кобальту, нікелю та інших елементів.
Інакше на ґрунтоутворення впливають фульвокислоти та їх солі. Завдяки легкій розчинності вони швидко вимиваються в нижні горизонти ґрунту і навіть за межі ґрунтового профілю. В умовах, де переважає синтез фульвокислот, ґрунти, як правило, бідні на гумус. Крім того, фульвокислоти є агресивними сполуками і здатні руйнувати мінерали ґрунту (карбонати, гідроксиди, алюмосилікати), тобто здійснювати хімічне вивітрювання. Разом із неспецифічними кислотами вони є основним фактором процесу підзолоутворення в ґрунтах тайгово-лісових областей та інших регіонів із гумідним кліматом. Значна кількість фульвокислот синтезується також у ґрунтах, які погано аеруються (провітрюються), наприклад, у важких і перезволожених. За цих умов процеси розкладання органічних решток відбуваються повільно, тут нагромаджується багато нерозкладених органічних решток. Такі ґрунти мають кислу реакцію, що негативно впливає на їх родючість. При наявності в ґрунтах дво- і тривалентних катіонів утворюються фульвати. Фульвокислоти при цьому нейтралізуються і процес підзолоутворення не проявляється. Таке явище, зокрема, спостерігається на карбонатних породах.
Отже, рівень родючості ґрунту залежить не лише від кількості гумусу, а й від його якості.
Гумус – найважливіший чинник буферності ґрунтів. Він забезпечує стійкість певної реакції середовища за рахунок катіонного обміну на поверхні колоїдних міцел.
В.А.Ковда у своїх працях (1981, 1985) підкреслює загальну планетарну роль ґрунтів як акумуляторів органічної речовини й енергії. Він запропонував гумусний горизонт ґрунтів планети вважати основною енергетичною оболонкою – гумосферою. Підраховано, що у 30-см шарі ґрунту із середнім умістом гумусу (4-6%, 200-400 т/га) накопичують на 1 га стільки енергії, яка дорівнює енергії 20-30 т антрациту.
Енергію органічної речовини ґрунтів для здійснення життєвих процесів використовують мікроорганізми і безхребетні тварини для фіксації азоту та для багатьох інших процесів. Тому підтримання запасів гумусу в ґрунтах - найактуальніша проблема сучасного землеробства. В багатьох регіонах земної кулі вміст гумусу в ґрунтах за останні 30-40 років зменшився на 30%. Гумусні речовини поліпшують фізичні властивості ґрунту. Ґрунти з високим умістом гумусу мають широкий діапазон фізичної стиглості, тобто їх можна обробляти в широкому інтервалі вологості. Такі ґрунти потребують менших затрат на механічний обробіток. За даними І.В.Кузнецової, підвищення вмісту гумусу в дерново-підзолистих ґрунтах до 5-6% сприяє підвищенню оструктуреності ґрунту до 50%. Одночасно збільшуються пористість, вологоємкість і ємність вбирання ґрунту.
Велике екологічне значення мають біологічно активні речовини, що входять до складу органічної частини ґрунту. Наукові дослідження багатьох учених свідчать, що окремі компоненти гумусу стимулюють ті чи інші фізіологічні процеси. Так, О.С.Безухова (1980) довела, що гумусові речовини стимулюють ріст кореневих волосків і кореневої системи в цілому. Ферментативна активність гумусу зумовлює інтенсивність надходження СО2 в приземний шар атмосфери. Підвищення концентрації СО2 у повітрі інтенсифікує фотосинтез.
При монокультурі в агроценозі та при інтенсивному сільськогосподарському використанні ґрунтів процеси розкладу й мінералізації гумусу переважають над процесами гуміфікації, тому відбуваються втрати гумусу. «Згоряння» гумусових речовин веде до погіршення агрофізичних властивостей ґрунту, зменшує його біологічну активність, поглинальну здатність, вміст поживних речовин, тобто зменшує родючість ґрунту. В землеробстві потрібно дбати про накопичення в ґрунті гумусу, багатого на гумінові кислоти. Основними заходами щодо накопичення органічних речовин у ґрунті є внесення органічних добрив (гною, торф’яних компостів, сидератів тощо), культура багаторічних трав - регулярне вирощування в сівозміні бобових або суміші трав забезпечує систематичне накопичення цінних форм гумусових речовин завдяки більшій кількості кореневих залишків; боротьба з ерозією; водна меліорація, яка поліпшує водно-повітряний режим, чим створює умови для утворення гумусу; хімічна меліорація, що знижує кислотність ґрунтів і одночасно збагачує їх кальцієм, пригнічуючи синтез фульвокислот, руйнування, вимивання органічних та органо-мінеральних сполук; правильна система обробітку ґрунту, впровадження науково обґрунтованих сівозмін тощо.
Та зауважимо, що навіть в умовах оптимального накопичення гумусу, які складаються на півдні Лісостепу, неправильний обробіток веде до активізації мінералізаційних процесів. До зменшення запасу гумусу веде часте розпушення ґрунту та оранка з використанням по-лицевих плугів. Особливо активно процес відбувається в перші роки розорювання цілинних земель, перелогів і ґрунтів, що виведені з-під лісових екосистем. При цьому швидко розкладається активний "молодий" гумус. Так, протягом 5-7 років після розорювання сірих лісових, дерново-підзолистих ґрунтів і буроземів руйнується майже 40% перегною.
Перед сучасним суспільством стоїть завдання: відродити й зберегти оптимальний гумусний стан ґрунтів.
Таблиця 2.13
Вміст гумусу (за Тюріним), %
Показник Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
Гумус, % 2,40 2,10 1,30 0,90 0,80 0,10 Не визн.
Отже, гумусу в солонцях міститься 1,0-2,5%. Запаси гумусу у метровій товщі коливаються від 100 до 180 т/га, що є низьким показником. У надсолонцевому горизонті переважають гумінові кислоти, а в солонцевому, навпаки, - фульвокислоти.

2.9.3. Ґрунтовий розчин і його властивості
Ґрунтовий розчин - це краплиннорідка волога з розчиненими в ній мінеральними, органічними речовинами та газами, які циркулюють в генетичних горизонтах ґрунту. В.І.Вернадський вважав ґрунтові розчини "головним субстратом життя", "головним елементом механізму біосфери".
Склад ґрунтових розчинів залежить від: 1) кількості та якості атмосферних опадів; 2) складу твердої фази ґрунту; 3) кількості та якості рослинного матеріалу надземної та підземної частин біогеоценозу; 4) життєдіяльності рослин - поглинання з розчину визначених іонів і виділення з коренів. Речовини можуть бути у формі справжніх розчинів і колоїдно розчинених сполук. Останні представлені золями кремнієвої кислоти, півтораоксидів заліза та алюмінію, органічними та органо-мінеральними сполуками. У розчині містяться катіони: Са2+, Mg2+, K+, Na+, NH4+, Al3+, Fe2+, аніони: НСО3-, СО32-, NO3-, Cl-, SО42-, H2PO4-, НРO42-. Залізо та алюміній, багато мікроелементів знаходяться у вигляді комплексних органо-мінеральних сполук, у яких ці елементи знаходяться в аніонній частині.
В ґрунтовому розчині солонцю лучно-чорноземного глибоко стовпчастого, солончакуватого на лесоподібних суглинках зустрічаються дані катіони: Са2+, Mg2+, K+, Na+, а також такі аніони: НСО3-, СО32-, Cl-, SО42-, які представлені в таблиці 2.14.
Таблиця 2.14
Іонний склад водної витяжки (в чисельнику мг.-екв./100 г ґрунту, в знаменнику %)
Показник Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
Сума аніонів та катіонів,% 0,03 0,04 0,28 0,37 0,63 0,46 0,73
Продовження табл. 2.14
Аніони СО32- Не зн. Не зн. Не зн. Не зн. Не зн. 0,100,00300,120,0036НСО3- 0,240,01460,270,01651,430,08721,790,10920,970,05920,970,05921,390,0849Cl- 0,100,00350,120,00431,630,05782,240,07955,770,20484,000,14203,830,1360SО42- Не зн. 0,200,00240,920,04401,210,05833,000,14402,050,09671,350,0647Катіони Са2+ 0,180,00360,250,00500,440.00880,260,00520,360,00720,250,00500,140,0048Mg2+ 0,220,00260,180,00220,850,01020,220,0260,360,00430,290,00350,220,0026Na+ 0,050,00100,250,00582,920,06724,850,11158,850,20366,500,14956,250,1438K+ 0,010,00040,010,00040,060,00230,010,00040,010,00040,010,00040,010,0004НСО3- надходить до ґрунту в результаті дисоціації гідрокарбонату.
Cl- в незасолених ґрунтах знаходиться в незначних кількостях. Так як поріг токсичності Cl- для більшості культур складає 0,01%, то в даному ґрунті спостерігається значне перевищення норми, починаючи з підсолонцевого горизонту.
Са2+ міститься у всіх ґрунтах,але в кислих ґрунтах вміст його значно менше.
Mg2+ знаходиться у всіх ґрунтах, проте кислі ґрунти вміщують його менше. Як правило, Mg2+ завжди менше, ніж Са2+ (24).
Наявність K+ і Na+ в ґрунті обумовлює лужне середовище, засолення.
Таблиця 2.15
Агрохімічні показники
Показник Генетичний горизонт
He HI(e)ks IHpks Phiks/gl Pglks Pglks Pglks
pH водяний 6,5 6,5 7,6 8,0 8,0 8,2 8,5
Поглинуті катіони, мг-екв/100 г ґрунту Ca2+ 10,53 9,63 11,85 Не визн. Не визн. Не визн. Не визн.
Mg2+ 8,36 3,31 10,32 » » » »
Ca2++Mg2+ - - - 12,22 8,33 6,89 11,41
Na+ 0,63 1,40 6,18 4,34 6,90 4,99 8,00
K+ 0,33 0,29 0,36 0,34 0,24 0,22 0,35
Сума 19,85 14,63 28,71 16,90 15,97 12,10 19,76
Na+, % від суми 3,17 9,56 21,52 25,68 43,20 41,23 42,64
Підводячи підсумки вище наведеного, можна зробити висновок, що дані ґрунти володіють несприятливими агрохімічними показниками, тому в сільському господарстві солонці без меліорації використовувати неможливо. Головне завдання меліорації – вилучення Na із ГПК, при цьому буде нейтралізуватись лужна реакція, проходити гідрофобізація й коагуляція колоїдів і в такий спосіб поліпшуватимуться негативні властивості та режими даних ґрунтів. Меліорація солонців повинна бути комплексною, що включає хімічну, водну меліорації, правильну агротехніку, оскільки один захід ефекту не дає. Хімічна меліорація необхідна для витіснення Na, для чого в ґрунті штучно підвищують кількість елементів, які мають більшу енергію обмінного поглинання, ніж Na. Проходить обмінна реакція, a Na, що витісняється з ГПК, може бути вилучений з ґрунту промивкою. В якості меліорантів найчастіше використовують гіпс, СаСl2, К2SO4, а також кислоти (сірчану, азотну), сірку, фосфогіпс тощо. При гіпсуванні в ґрунті відбувається така реакція:

Дози гіпсу коливаються від 2 до 20 т/га.
Найбільш ефективно проводити хімічну меліорацію солонців при зрошенні, бо при цьому підвищується її ефективність, а утворені солі вимиваються з ґрунту.
2.10 Класифікація заданого типу ґрунту
В Україні поширено багато різних ґрунтів. Вивчення та раціональне використання їх можливе тільки на основі докладного їх визначення, тобто класифікації.
Класифікація – це поділ ґрунтів за спільними ознаками. Класифікація ґрунтів має ґрунтуватися на генетично-виробничій основі, тобто відображувати вплив умов і процесів ґрунтотворення на властивості ґрунтів як природних тіл.
Традиційно прийнята систематика солонців наведена в таблиці 2.16.
Таблиця 2.16
Класифікація солонців
Типи Підтипи Роди Види
Автоморфні Чорноземні
Каштанові
Бурі
напівпустельні а) за типом засолення;
б) за глибиною засолення, см:
солончакові (5-30);
високо солончакуваті (30-50);
солончакуваті (50-100);
глибокосолончакуваті (100-150);
несолончакуваті (150-200);
в) за ступенем засолення:
солонці-солончаки,
сильно засолені,
середньо засолені,
слабо засолені,
незасолені;
г) за глибиною залягання СаСО3 та гіпсу:
високо карбонатні (вище 40см),
глибоко карбонатні (нижче 40см),
високогіпсові (вище 40см),
глибоко гіпсові (нижче 40см) а) за потужністю НЕ:
кіркові (<3см),
мілкі (3-10),
середні (10-18),
глибокі (>18см)
б) за вмістом увібраного Na в Sl,% від ЄП:
залишкові (<10),
малонатрієві (10-25),
середньонатрієві (25-40),
багатонатрієві (>40);
в) за структурою Sl:
стовбчасті,
горіхуваті,
призматичні,
брилисті
Напівгідро-морфні Лугово-чорноземні
Лугово-каштанові
Лугово-мерзлотні Гідроморфні Чорноземно-лугові
Каштаново-лугові
Мерзлотно-лугові
Лугово-болотні Типи солонців виділяються за характером водного режиму, підтипи – за розташуванням в тій чи іншій грунтово-біокліматичній зоні.
Солонці автоморфні формуються в умовах глибокого залягання грунтових вод (>6м) на засолених породах, найчастіше в степу. Тому ще їх називають степовими. Вони поділяються на:
а) чорноземні, які сформувались у чорноземній зоні, відрізняються низьким вмістом ввібраного Na в ГПК (<20%), кількістю гумусу від 1 до 5%;
б)каштанові, що розповсюджені в сухому степу невеликими плямами серед каштанових грунтів; профіль, у порівнянні з чорноземними, різко диференційований, кількість гумусу 1-3,5%, переважно хлоридно-сульфатний тип засолення;
в) бурі напівпустельні, утворені в напівпустелях серед бурих напівпустельних грунтів, містять дуже мало гумусу (<1,5%).
Солонці напівгідроморфні (лугово-степові) формуються на першій та другій надзаплавній терасах, в понижених елементах рельєфу, де РГВ знаходиться на глибині 3-6 м. За географічним фактором вони поділяються на:
а) лугово-чорноземні, що зустрічаються в лісостеповій та степовій зонах невеликими плямами в комплексі з лугово-чорноземними грунтами, відрізняються від солонців чорноземних явними ознаками оглеєння в материнській породі, збільшеним (2-7%) вмістом гумусу;
б) лугово-каштанові, сформовані в сухому степу, темніші від солонців каштанових, з ознаками оглеєння в Р;
в) лугово-мерзлотні – утворені в зоні вічної мерзлоти.
Солонці гідроморфні розповсюджені в заплавах рік, в приозерних, міжбалочних зниженнях, де РГВ<3м:
а) чорноземно-лугові утворюються серед чорноземів, у профілі добре виражене оглеєння, особливо в підсолонцевому горизонті та породі, гумусу містять 2-10%;
б) каштаново-лугові зустрічаються в сухому степу, на узбережжі Сиваша, сильно глеєві;
в) мерзлотно-лугові – в зоні вічної мерзлоти;
г) лугово-болотні – по периферії боліт, озер, характеризуються оторфованим горизонтом або Т і сильним оглеєнням.
Таким чином, солонці лучно-чорноземні глибокостовпчасті, солончакуваті на лесоподібних суглинках відносяться за типом до напівгідроморфних ґрунтів, а за підтипом до лучно-чорноземних.
2.11. Сільськогосподарське використання
Солонцеві ґрунти є невід'ємною частиною ґрунтового покриву України. Солонці широко використовуються у сільськогосподарському виробництві на площі 3,1 млн га, з яких розорано 1,75 млн га.
Високий вміст солей у ґрунтовому розчині та ґрунтово-вбирному комплексі обумовлює цілий ряд негативних властивостей цих ґрунтів. Ґрунти мають несприятливу агрономічну структуру, часто запливають від дощів, а в післядощовий період на їх поверхні утворюється ґрунтова кірка. Умови водного і повітряного режиму настільки несприятливі, що ці ґрунти без корінного поліпшення є малопридатними для сільськогосподарського виробництва.
Культурні рослини розвиваються на солонцях погано і навіть у сприятливі щодо зволоження роки врожайність на них у 2—3 рази нижча, ніж на зональних несолонцюватих ґрунтах. У посушливі роки вона знижується до нуля. За оцінки родючості ґрунтів в балах бонітети чорноземів типових у 3 рази більші, ніж даних солонців, вони складають відповідно 79 й 28 бали, тому наявність солонцюватих ґрунтів і солонців у ґрунтовому покриві розглядається як негативне явище.
Отже, через екологічно несприятливі для більшості вирощуваних рослин агрофізичні, фізико-хімічні, агрохімічні властивості та режими солонці відрізняються низькою біопродуктивністю. Широка розповсюджень солонцевих ґрунтів не може залишити поза увагою проблему їх сільськогосподарського використання. Така проблема на сьогодні існує і полягає вона в правильному і високопродуктивному використанню цих земель.

2.12. Агромеліоративні заходи по збереженню і підвищенню родючості
Суттєве підвищення родючості даних ґрунтів пов’язується з докорінною меліорацією. Меліоративне ґрунтознавство має на озброєнні екологічно аргументовану систему заходів, методів і прийомів меліорації, серед яких передусім виділяють такі її напрями: хімічний, агробіологічний, землювання, фітомеліорація.
1. Хімічна меліорація супроводиться внесенням у ґрунт меліорантів.
Гіпсування є класичним прийомом хімічної меліорації внесенням сиромеленого гіпсу, ангідриту або фосфогіпсу з метою заміни поглинутого натрію на кальцій. Першим запропонував і науково аргументував цей прийом меліорації К.К. Гедройць, який водночас попередив, що «докорінна меліорація солонцю гіпсуванням – захід дорогий і потребує для успішності умілого застосування». І.М. Антипов-Каратаєв показав, що присутність іону натрію в кількості 5 - 10 % від ЄКО не чинить негативного впливу на властивості ґрунту і продуктивність рослин. У зв’язку з цим норму гіпсу в т/га було запропоновано визначати за формулою:
CaSO4 * 2Н2О = 0,085(Na - 0,052T) * Н0* d,(1)
де Na — вміст увібраного натрію, мг-екв/100 г ґрунту;
Т — ЄКО, мг-екв/100 г;
Н0 — глибина орного шару, см;
d — щільність солонцевого горизонту, г/см3;
0,086 — значення 1 мг-екв гіпсу, г.
Широкомасштабне гіпсування солонцевих ґрунтів у багатьох регіонах України, Росії , а також Казахстану, здійснене за радянських часів у період 1960-1980 рр., підтвердило, що далеко не завжди цей прийом забезпечує їх докорінну меліорацію, особливо в умовах Степу і Сухого Степу з їх недостатнім атмосферним зволоженням. Аналіз того досвіду надав змогу пояснити причини слабкої ефективності гіпсування. Визначення норми меліоранта за формулою, яка увійшла в усі підручники, не враховує:
необхідності заміни натрію на кальцій не лише в орному шарі, а також у цілому по горизонтах НЕ + НІ;
той факт, що в Степу і Сухому Степу кількість опадів перевищує випаровуваність (необхідну передумову промивання сульфату натрію на богарі) лише в холодну пору року (листопад – березень), коли розчинність Na2SO4 за низьких температур гранично знижується (за таких умов витісняється з ҐВК і вимивається іон магнію, не врахований у формулі);
меліорант є малоефективним, оскільки не перемішується з масою ґрунту.
С.П. Семенова-Забродіна (1954) в стаціонарному досліді з меліорації каштанових солонцюватих ґрунтів у комплексі з солонцями (30%), закладеному на Генічеській дослідній станції, поставила експеримент з вивчення ефективності періодичного гіпсування (в три етапи з перервами по три роки) з поступовим поглибленням оранки (на 20, 30 і 40 см). Норми гіпсу визначались з розрахунком доведення кількості увібраного кальцію до 80 % від ЄКО за формулою, т/га:
CaSO4 * 2Н2О = 0,086(0,8T - Ca) * Н0 * d,
де Ca – вміст увібраного кальцію, мг-екв/100 г.
Щоразу половину визначеної дози гіпсу вносили до, а другу половину – після оранки. В періоди між гіпсуванням і поглибленням оранки практикувалась сівозміна: чорний пар, озима пшениця, кукурудза на силос. Дослідження Ю.Є. Кізякова (1969-1987) показали, що такий агромеліоративний прийом забезпечив повне руйнування солонцевого профілю і оформлення в шарі 0 - 40 см екологічно нового агрогенного горизонту, забарвленого в однорідний темнувато-сірий колір, наділеного зернисто-грудкуватою структурою та агрономічно оптимальною об’ємною масою в 1,1 – 1,2 г/см3, з вмістом увібраного Са2+ 68,5–73,2 і Na+ – не більше ніж 3 % від ЄКО. Насичення ҐВК Са2+ здійснювалось за рахунок витіснення звідти іонів Na+ і Mg2+.
Окрім гіпсування хімічну меліорацію здійснюють хлоридом кальцію, сульфатом заліза, а також, як виняток, вапнуванням (у тому числі дефекатом) та іншими прийомами, далеко не всі з яких знайшли широке застосування в землеробстві на солонцюватих ґрунтах.
2.Агробіологічна меліорація, що її запропонували І.М. Антипов-Каратаєв і К.П. Пак (1953), ґрунтується на використанні для меліорації солонців їх власних ґрунтових ресурсів – сполук кальцію (карбонати, гіпс) у процесі глибокої (плантажної) оранки або ярусного обробітку триярусним плугом.
3.Землювання солонців запропонував М.В. Орловський для меліорації ділянок з комплексним ґрунтовим покривом за наявності солонців 5 – 10 %. Його метою є зрізання на солонцевих плямах горизонтів НЕ + НІ та перемішування цієї ґрунтової маси з верхнім шаром навколишніх слабкосолонцюватих та несолонцюватих ґрунтів. Технічно це завдання вирішується з допомогою скрепера та іншої сільськогосподарської техніки.
4.Фітомеліорація солонців передбачає використання солонцестійких рослин-галофітів з глибокою та міцною кореневою системою, здатних споживати та накопичувати в поверхневих горизонтах великі кількості кальцію.
Позитивний вплив усіх наведених методів і прийомів меліорації на властивості солонців і продуктивність рослин значно посилюється при поєднанні меліорацій в єдину екологізовану систему окультурювання цих специфічних ґрунтів із обов’язковим застосовуванням органічних та мінеральних (переважно кислих азотно-фосфорних без калію) добрив.

РОЗДІЛ З
СУПУТНИКИ ПЛАНЕТ СОНЯЧНОЇ СИСТЕМИ, ЇХ ХАРАКТЕРИСТИКА
-80645234632500 Сонячна система (рис.3.1) – це система космічних тіл, включаючи, крім центрального світила (Сонця), дев'ять великих планет, їх супутники, безліч малих планет, комети, дрібні метеорні тіла і космічний пил, рухомі у області переважаючої гравітаційної дії Сонця.
-806455813425Рис.3.1. Сонячна система
00Рис.3.1. Сонячна система
У багатьох планет нашої Сонячної системи є невеликі компаньйони, що обертаються навколо них. Їх називають супутниками або місяцями. Отже, супутник — небесне тіло, яке рухається навколо планети або зірки під дією їх тяжіння.
Перші супутники планет Сонячної системи (не рахуючи Місяця) були відкриті в 1609 році Галілеєм. Це були 4 супутника Юпітера - Ганімед, Каллісто, Іо і Європа. Всього на сьогоднішній день відкрито 136 супутників планет. З них 101 супутник має власні назви, а решта - тимчасові позначення.
Найближчі до Сонця планети - Меркурій і Венера не мають природних супутників. З розвитком досліджень Космосу у дальніх планет майже щороку відкриваються нові супутники. В Сонячній системі найбільший супутник у Юпітера (Ганімед), діаметр його близько 5 тисяч кілометрів, що більше розміру планети Меркурій. Найменший супутник у Марса (Деймос), діаметр його близько 15 кілометрів. Більшість супутників обертаються по кругових орбітах. Винятком є ​​4 супутника у трьох планет: у Нептуна - Нереїда; у Юпітера - Синопі; у Сатурна - Гіперіон і Феба. Ці супутники мають дуже витягнуті орбіти, їх ексцентриситет дорівнює 0,1-0,75. У більшості супутників орбіти «правильні», тобто лежать в екваторіальній площині. Винятком є ​​7 супутників у чотирьох планет, з «неправильними» орбітами (у Землі - Місяць; у Юпітера - Синопі і Леда; у Сатурна - Япет і Феб; у Нептуна - Тритон і Нереїда). Всі супутники обертаються по орбіті в напрямі добового обертання планет, крім 6 дальніх супутників трьох планет, які обертаються у зворотному напрямку (у Юпітера - Ананке, Карма, Пасіфе, Синопі; у Сатурна - Феб; у Нептуна - Тритон). Але не всі космічні об'єкти, які обертаються близько планет, можуть бути істинними супутниками цих планет. Більшість з них, швидше за все, є захопленими астероїдами. Супутники від астероїдів в основному відрізняються наступними властивостями.
Астероїди - це деградуючі об'єкти і вони: не мають внутрішнього ядра, не мають магнітної оболонки, мають неправильну форму, поступово по спіралі зближуються з планетою або Сонцем. Супутники на відміну від астероїдів являються об'єктами, що розвиваються, вони мають: внутрішнє ядро, магнітне поле, правильну форму, по спіралі віддаляються від своєї планети, обертаються близько планети в тому ж прямому обертанні, що і планета навколо Сонця.
Походження природних супутників планет
95258892540Рис 3.2. Формування супутника внаслідок космічної катастрофи
00Рис 3.2. Формування супутника внаслідок космічної катастрофи
38107063740У процесі вивчення нашої сонячної системи, вчені все більше знаходять докази того, що планети і супутники планет формувалися під впливом космічних катастроф (рис 3.2). Є докази того, що на заключному етапі формування планет траплялися гігантські зіткнення між величезними космічними тілами. Як приклад, можна навести планету Меркурій. Вона має маленький розмір, але зате її щільність досить велика. Не зовсім звичайний нахил осі Урана. Напівсферична дихотомія Марса, іншими словами, відмінність між північним регіоном і гірськими плато на півдні планети. Ці три найяскравіших приклади найбільше наштовхують на висновок про те, що наша сонячна система створювалася в процесі катастроф в космосі.
Ну а, супутники планет, як стверджує наука, сформувалися двома способами. Ті супутники, що обертаються навколо планет – супутники планет, сформовані на орбіті цих самих планет. І процес створення цих супутників був точно такий же, як і планет. Вони з’явилися, завдяки міжзоряному пилу, який обертається одночасно навколо зірки Сонця і материнської планети. Тому вони мають меншу масу по відношенню до планети, навколо якої, обертаються. А також той факт, що їх орбіти проходять в екваторіальній площині материнської планети. Існують також ще супутники, які обертаються на орбітах далеко від своїх господарів. Їх прозвали «нерегулярні супутники». Орбіти у них як правило, витягнуті і ексцентричні.
Вчені вважають, що ці маленькі планети притягнулися гравітацією на останніх стадіях формування планет. Але виникнення Місяця не може пояснити жодна з існуючих теорій. Є гіпотези, які стверджують, що супутник планети Земля з’явився в результаті зіткнень прото-Марса і прото-Землі, ще на найперших стадіях свого формування. Одна з теорій твердить, що в процесі формування планети Марс, а це відбувалося на внутрішній орбіті нашої Сонячної системи, він зіткнувся з майбутньою планетою Земля. Це зіткнення сталося на маленькій швидкості за космічними мірками. В результаті сталося руйнування прото-Землі. І як наслідок багато кори і мантії потрапило в космос. Саме з цього викинутого матеріалу і сформувався Місяць.
Дана теорія дає відповідь на деякі питання. Супутник планети Земля за хімічним складом досить схожий на земний, але в теж час, Місяць не має важких елементів – заліза. Цей факт вчені пояснюють, що виникнення Місяця відбулося саме з того матеріалу кори і мантії, які були з областей Землі, де практично немає важких металів. Це підтверджує схожість хімічних складів між планетами.
Супутники планет Земної групи
До навколосонячних планет Земної групи (рис 3.3) належать Меркурій, Венера, Земля й Марс. Вони відрізняються від планет-гігантів меншими розмірами і, відповідно, меншою масою. Ці планети рухаються усередині пояса малих планет. Планети близькі за такими фізичними характеристиками, як густина, розміри, хімічний склад, але при цьому кожна планета має свої особливості.
15074905092065Рис. 3.3. Планети Земної групи
00Рис. 3.3. Планети Земної групи

Супутники Меркурія
Супутників у Меркурія, за сучасними даними, немає, хоча такі припущення висувалися раніше.
Супутники Венери
У минулому мали місце численні заяви про спостереження супутників Венери, але, за сучасними даними, природних супутників у Венери немає, а астероїд 2002 VE68 є лише квазіспутніком.
Супутники Землі
-95257376160-139709070975Рис.3.4. Земля і Місяць
00Рис.3.4. Земля і Місяць
Місяць - найближче до Землі небесне тіло (рис.3.4), яке знаходиться від неї на середній відстані 384 400 км і має радіус 1 738 км. Маса Місяця значно поступається масі Землі, а сила тяжіння на його поверхні приблизно у 6 разів менша, ніж на Землі.
Відношення маси Місяця до маси Землі у порівнянні з подібною величиною для супутників інших планет дуже велике і становить 1:81. Друге місце (якщо не враховувати систему Плутон-Харон, 7:1) посідає супутник Нептуна Тритон, але його маса вже у 700 разів менша за масу планети. Тому є всі підстави вважати систему Земля-Місяць подвійною планетою.
Період обертання Місяця навколо осі дорівнює періоду його обертання навколо Землі. І через це Місяць завжди повернутий до Землі одним боком. Обертання такого типу називається синхронним. Однак, хоча в кожний даний момент спостерігач на Землі бачить рівно половину поверхні Місяця, через особливості його руху по орбіті насправді можна бачити не 50 %, а 60 % поверхні.
-615956203950Рис.3.5. Рельєф Місяця
00Рис.3.5. Рельєф Місяця
leftcenter Найкрупніші деталі поверхні Місяця (рис. 3.5) можна бачити з Землі навіть неозброєним оком. До них належать світлі й темні ділянки. Першим спостерігав Місяць у телескоп Галілей, він і назвав темні ділянки морями. Ця назва за традицією збереглася, хоча відомо, що у місячних морях немає води. Світлі ділянки - материки - займають близько 60% видимої з Землі місячної поверхні. Це нерівні, гористі райони, пересічені гірськими хребтами. Більшість із них мають земні назви: Карпати, Кавказ, Альпи тощо. Моря являють собою рівнинні ділянки місячної поверхні. Ще у XVII сторіччі деяким з них було присвоєно екзотичні назви: Море Вологості, Море Достатку, Море Криз тощо. Найбільша різниця у висотах на Місяці 11 км, а по регіонах вона коливається в межах 4-6 км. На окремих ділянках місячної поверхні є також тріщини та рови, довгі й круті урвища, загадкові форми, що нагадують русла висохлих річок.
Проте найефектнішими деталями місячної поверхні є кратери, які носять імена видатних учених. Серед них одинадцять імен належать українцям. Кратерів на видимому із Землі боці налічується близько 30 000. Найбільші серед них - кратер Клавій з діаметром 235 км і Гримальді - 200 км. На фотографіях з космічних апаратів кратерів з діаметром від 60 см налічується більше 200 000. Біля деяких кратерів добре видно яскраві промені, де речовина відбиває до 20 % падаючого на неї світла. Найвідоміші серед таких кратерів -Тіхо і Коперник. У деяких кратерах є центральні гірки. Більшість кратерів на Місяці мають метеоритне походження.
Відповідні вимірювання показали, що в полудень на екваторі температура поверхні Місяця сягає 390 К, а вночі 120 К.
Близько 40 % невидимої з Землі місячної поверхні залишалися недосяжними для досліджень доти, доки радянська міжпланетна станція «Луна-3» (1959 р.) не здійснила обліт навколо Місяця. З'ясувалося, що на зворотному боці Місяця є такі ж деталі рельєфу, що й на видимому, але в меншій кількості. Найбільший кратер - Ціолковський (діаметр 789 км).
-52070556006000Від початку космічної ери досліджень в астрономії до Місяця було відправлено понад 60 космічних апаратів. Два з них доставили на Місяць самоходи «Луноход-1» і «Луноход-2», а дев'ять були пілотовані американськими астронавтами (з них шість апаратів здійснили м'яку посадку).
-520707937500Рис.3.6. Едвін Олдрін на Місяці, липень 1969 р. (фото НАСА)
00Рис.3.6. Едвін Олдрін на Місяці, липень 1969 р. (фото НАСА)
Першою людиною, яка 20 липня 1969 р. ступила на Місяць, був американський астронавт Нейл Армстронг. Разом з Едвіном Олдріном (рис.3.6) вони здійснили м'яку посадку у місячному модулі корабля «Аполлон-11» на західній околиці Моря Спокою, тоді як третій астронавт, Майкл Коллінз, залишався на орбіті Місяця. Відтоді і до грудня 1972 р. 12 дослідників США провели на поверхні Місяця загалом близько 300 годин, встановили різноманітні наукові прилади, зібрали і доставили на Землю 400 кг зразків місячного ґрунту.
Зразки місячних порід мають магматичне походження, їхній хімічний склад загалом такий же, як і склад земних порід, але з нестачею нікелю і кобальту і перевагою заліза, титану, цирконію та ітрію.
В місячних породах особливо багато кремнезему, глинозему, окисів заліза та кальцію. Вік місячних порід становить 3-4,6 млрд. років.
Місяць являє собою спокійне в тектонічному відношенні небесне тіло. Найбурхливіша епоха у його формуванні закінчилася ще 3,16 млрд. років тому. У наш час повна енергія місяцетрусів, зареєстрована сейсмометрами, менша, ніж енергія землетрусів, у 1 млрд. разів. В основному це місяцетруси, викликані падінням метеоритів. Але у 1958 р. співробітники Кримської астрофізичної обсерваторії М. Козирєв та В. Єзерський спостерігали в телескоп виверження газів з кратера Альфонс. А в листопаді 1971 р. група американських дослідників виявила в районі Океану Бур діючий гейзер.
Стале магнітне поле Місяця принаймні у 1 000 разів менше, ніж геомагнітне. Це свідчить про відсутність у Місяця рідкого ядра. Місяць оточений надзвичайно розрідженою газовою оболонкою з водню, гелію, неону та аргону, а також протяжною пиловою хмарою.
Знаходячись на невеликій відстані від Землі, Місяць спричиняє на її поверхні явища припливів і відпливів. Припливи і відпливи виникають через те, що розміри Землі порівняно з відстанню до Місяця не безмежно малі, тому дія сили місячного тяжіння на різні її точки неоднакова. Уявимо собі, що вся поверхня Землі вкрита океаном. Тоді частинки води, найближчі до Місяця у певний момент (у т. А), притягаються сильніше, а частинки найвіддаленіші від нього (у т. В) - слабкіше, ніж частинки в центрі Землі. Як наслідок, водна оболонка, створюючи припливний горб, набирає форми еліпсоїда, витягнутого в напрямку до Місяця. На відверненому від Місяця боці Землі також спостерігається припливний горб, але менших розмірів.
Земля обертається навколо осі, а тому припливні виступи пересуваються вздовж поверхні морів та океанів услід за Місяцем зі сходу на захід зі швидкістю 1 800 км/год. Над кожним пунктом припливна хвиля проходить двічі на добу. У відкритому морі рівень води піднімається на 1-2 м, а біля узбережжя, особливо у вузьких затоках чи бухтах, рівень води піднімається значно вище - на 4-5 м. Найбільші припливи - близько 18 м - спостерігаються на узбережжі Канади, де берег порізаний вузькими глибокими фіордами.
Тяжіння Місяця створює припливні деформації не тільки у гідросфері, але і в атмосфері, викликаючи двічі на добу зміну тиску повітря на кілька мм рт. ст., і в літосфері, викликаючи підйом поверхні Землі у середньому на 40 см.
Сонячне тяжіння також спричиняє припливи і відпливи, але через значно більшу віддаленість Землі від Сонця вони у 2,2 рази менші, ніж місячні. Через систематичну дію припливного тертя Земля поступово сповільнює своє обертання на 0,001 секунди за 100 років. Вивчення річних кілець у коралів дозволило встановити, що близько 500 млн років тому тривалість земної доби становила приблизно 21 год.
Супутники Марса
29578302312035Рис.3.7. Супутники Марса
00Рис.3.7. Супутники Марса
29578305461000В існуванні двох супутників Марса (рис. 3.7) не сумнівався свого часу Кеплер, як це видно з його листа до Галілея: «Я ... шалено хочу мати телескоп, щоб, якщо зможу, випередити вас у відкритті двох супутників, які обертаються навколо Марса». А письменник Дж. Свіфт у «Мандрах Гуллівера» (1726 р.) написав: «Вчені Лапути відкрили два супутники, що обертаються навколо Марса, ... з яких внутрішній віддалений від центра планети точно на три її діаметри, а зовнішній - на п'ять, перший обертається в просторі за 10 годин, а другий - за 211/2».
Під час протистояння Марса у серпні 1877 р. американець А. Холл (1829-1907), архітектор за фахом, випробовуючи новий 66-сантиметровий рефрактор, узявся відкрити ці супутники. Ось його спогади: «Шанси виявити супутник здавалися дуже малими, так що я міг би відмовитись від пошуку, якби не моя дружина, яка наполегливо вселяла мені віру в успіх». Проте трапилось неймовірне: 2 серпня Холл уперше побачив супутник, згодом названий Деймосом, а 17 серпня він відкрив Фобос. Імена супутників - Фобос і Деймос - в перекладі з давньогрецької означають відповідно «страх» і «жах». Це, за легендою, - сини бога війни Ареса (Марса), вічні супутники свого батька.
Відстань Фобоса і Деймоса від центра Марса відповідно 2,76 і 6,9 радіуса планети (Фобос у 40 разів ближчий до поверхні Марса, ніж Місяць до Землі), період обертання відповідно 7 год 39 хв і 30 год 18 хв. Супутники Марса дуже «оригінально» розташовуються на його небі: Фобос за одну марсіанську добу встигає зробити три оберти навколо планети, сходячи на заході і заходячи на сході, а Деймос, зійшовши на сході, перебуває над горизонтом близько 65 год, тобто понад 2,5 марсіанської доби. Супутники рухаються в площині екватора і по колових орбітах.
Супутники Марса - дрібні небесні тіла, які за формою нагадують картоплини. Розміри Фобоса становлять 28x20x18 км, Деймоса - 16x12x10 км.
Середня щільність Фобоса - менше 2 г/см3, а прискорення вільного падіння складає 0,5 см/с2. Людина важила б на Фобосі декілька десятків грам, тому з Фобоса, підстрибнувши, легко відлетіти в космос. Найбільший кратер на Фобосі має діаметр 8 км., порівнянний з найменшим поперечником супутника. На Деймосі найбільша западина має діаметр 2 км.
Невеликими кратерами поверхні супутників усіяні приблизно також як і Місяць. При загальній схожості, великій кількості дрібно роздробленого матеріалу, що покриває поверхні супутників Фобос виглядає більш "обідраним", а Деймос має більш згладжену, засипану пилом поверхню. На Фобосі виявлені загадкові борозни, що пересікають майже весь супутник. Борозни мають ширину 100-200 м і тягнуться на десятки кілометрів. Глибина їх від 20 до 90 метрів. Є декілька гіпотез, що пояснюють походження цих борозен, але доки немає досить переконливого пояснення, як втім, і пояснення походження самих супутників. Швидше за все це захоплені астероїди.
У 1945 р. американський астроном Б. Шарплесс виявив вікове прискорення в русі Фобоса по орбіті. Це означало, що Фобос, строго кажучи, рухається по дуже пологій спіралі, поступово наближаючись до поверхні Марса. Якщо так продовжуватиметься і далі, то через 15 млн. літ (термін з точки зору космогонії вельми невеликий , тобто1/300 віку Марса) Фобос впаде на Марс.
Проте лише через 14 років на це звернули увагу. На той час з'явилися небесні тіла, що рухалися таким самим чином. Це були штучні супутники Землі. Гальмування в земній атмосфері заставляло їх знижуватися, а наближення до центру Землі викликало прискорення їх руху. У 1959 р. радянський астрофізик І. С. Шкловський підрахував, що дія атмосферного тертя на Фобос може викликати спостережуваний ефект лише в тому випадку, якщо Фобос порожнистий. Друга гіпотеза, що пояснює прискорення Фобоса приливною взаємодією була висунута геофізиком Н.Н. Парійським.
Наявність вікового прискорення Фобоса не раз оскаржувалося через низьку точність перших спостережень, і остаточну відповідь на це питання може дати лише час. Проте цікаво, що в Деймоса жодного вікового прискорення виявлено не було.
Супутники планет-гігантів
Газові планети (планети-гіганти) – планети, які мають у своєму складі значну частку газу (водень і гелій).
У Сонячній системі це Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун.
Відповідно до гіпотези походження Сонячної системи, планети-гіганти (рис.3.8) утворилися пізніше за планети земної групи, коли температура навколосонячної туманності опустилася до точки кристалізації газу. В цей час всі тугоплавкі елементи вже були у твердій формі в складі більш близьких до Сонця планет.
-711202079625Рис. 3.8. Планети-гіганти
00Рис. 3.8. Планети-гіганти
709295-5778500Супутники Юпітера
Відомі 67 супутників Юпітера; це найбільша кількість відкритих супутників серед усіх планет Сонячної системи. Крім того, Юпітер має систему кілець.
1610 року Галілео Галілей, спостерігаючи Юпітер в телескоп, відкрив чотири найбільших супутники – Іо, Європу, Ганімед і Каллісто, які також носять назву «галілеєвих». Вони досить яскраві й обертаються доволі віддаленими від планети орбітами, що дає змогу спостерігати їх у польовий бінокль. На першість у відкритті супутників претендував також німецький астроном Симон Маріус, який пізніше дав їм назви, взявши імена з давньогрецьких міфів. Галілеєві супутники названі на честь персонажів давньогрецької міфології – коханок Зевса (Ганімед – коханець), оскільки Юпітер – аналог Зевса у римському пантеоні.
Завдяки наземним спостереженням системи Юпітера, на кінець 1970-х років було відомо вже 13 супутників. 1979 року, пролітаючи повз Юпітер, космічний апарат «Вояджер-1» виявив ще три супутники.
За допомогою наземних телескопів нового покоління ще 47 супутників Юпітера було відкрито групою астрономів з Астрономічного інституту Гавайського університету наприкінці 2000-го (діаметром 4-10 км) і 2001-го років (діаметром від 2 до 4 км). Оцінки розмірів отримані в припущенні, що їхнє альбедо становить 4%. Блиск супутників становить від 22 до 23m. Усі вони обертаються по помітно витягнутих еліптичних орбітах з ексцентриситетом від 0,16 до 0,48. Напрямок орбітального руху всіх нових супутників зворотний (тобто вони обертаються в напрямку, протилежному руху планет навколо Сонця і великих супутників навколо Юпітера). Орбіти сильно нахилені до площини екліптики – від 15 до 38 градусів. Періоди обертання складають від 534 до 753 діб, великі півосі орбіт – від 19 до 24 млн км.
-1092203279775Рис. 3.9. Система супутників Юпітера
00Рис. 3.9. Система супутників Юпітера
-1098553111500Виділяють дві великі групи супутників Юпітера: постійні та непостійні, що утворюють систему супутників Юпітера (рис.3.9.) До постійних належать 4 галілеєві супутники і ще 4 внутрішні супутники. Постійні супутники мають проградне обертання і майже кругові орбіти з невеликим нахилом до екваторіальної площини планети. Інші 55 супутників Юпітера – непостійні – мають як проградне, так і ретроградне обертання, більш віддалені від планети й мають великі нахили та ексцентриситети орбіт.
За кількістю супутників Юпітер обігнав у 2011 році Сатурн. Останній відкритий супутник – S/2010 J 2. Він був відкритий 8 вересня 2010 року Крістіаном Вейллетом за допомогою 3,6-метрового телескопу Канада-Франція-Гаваї. Повідомлення про відкриття було зроблено 1 червня 2011 року.
Виділяють дві групи постійних супутників:
Внутрішні супутники або група Амальтеї – обертаються дуже близько до Юпітера: Метида, Адрастея, Амальтея і Теба. Найближчі два обертаються навколо планети менше, ніж за юпітеріанський день, інші два є відповідно п'ятим і сьомим за розмірами супутниками Юпітера. Спостереження наводять на думку, що принаймні найбільший з них, Амальтея, утворився не на теперішній, а на більш віддаленій орбіті, або це тіло сонячної системи, захоплене гравітацією планети.
Ці супутники, а також ряд поки ще незафіксованих внутрішніх супутників розташовані близько межі Роша, тому їх матеріалом поповнюються кільця системи Юпітера. Метида і Адрастея допомагають підтримувати основне кільце Юпітера, а Амальтея і Теба підтримують свої власні слабкі зовнішні кільця.
-285752878455Рис.3.10. Галілеєві супутники
00Рис.3.10. Галілеєві супутники
-33020-6032500Основна група або Галілеєві супутники (рис.3.10) – це чотири масивні супутники: Ганімед, Каллісто, Іо та Європа. З радіусами, більшими за радіус будь-якої карликової планети, вони належать до найбільших (за масою) об'єктів Сонячної системи, за винятком Сонця і восьми планет, а Ганімед перевершує за діаметром Меркурій. Вони є, відповідно, першим, третім, четвертим і шостим за розмірами природними супутниками в сонячній системі і сукупно зосереджують у собі 99,999% усієї маси на орбіті навколо Юпітера. Сам Юпітер у 5000 разів важчий за Галілеєві супутники.
Внутрішні супутники також утворюють орбітальний резонанс 1:2:4. Моделі доводять, що вони утворилися повільною акрецією в розрідженій субтуманності Юпітера — диску газів і пилу, що існував навколо Юпітера після його утворення. У випадку Каллісто утворення тривало близько 10 мільйонів років.
Зображення чотирьох великих супутників були передані на Землю в 1996 році космічним апаратом « Галілео». На трьох супутниках Європі , Ганімеді і Каллісто був виявлений лід (у Іо його немає). Іо і Європа майже цілком складаються з речовини гірських порід , а Ганімед і Каллісто з цих порід мають тільки внутрішнє ядро.
Іо (рис.3.11) – третій за величиною супутник Юпітера, його радіус 1815 км. За розмірами він майже дорівнює Місяцю. Це найактивніший супутник, єдиний супутник у Сонячній системі, де достовірно виявлено не менше семи областей діючих вулканів і більше 100 вулканічних кальдер. В цілому рельєф Іо згладжений. Середня щільність дорівнює 3,53 г / см ³ , супутник в основному складається з гірських порід (силікатів). У 1996 році космічний апарат 028575"Галілео" зафіксував у Іо великий шар іоносфери - шару з підвищеним вмістом заряджених частинок, концентрацію іонізованого кисню, сірки, діоксиду сірки на висоті 900 км над поверхнею супутника. Були також знайдені натрій, кальцій, двоокис сірки. Іонізований газ утримується супутником і не "вимітається" при обертанні -44452613025Рис. 3.11. Іо
00Рис. 3.11. Іо
магнітосферою Юпітера. Денна температура іоносфери дорівнює 400 - 500К, нічна 150 - 200К. У районі екватора температура поверхні становить -140 °С, а в полярних областях -190°С. У районі вулканічної активності температура є на 200 градусів гарячіше навколишнього фону ( +10 ° С). Припускають , що атмосфера Іо розряджена («сульфідна») і пульсує (розширюється і стискається) залежно від активності вулканів на цьому супутнику. Верхня межа тиску нейтральної атмосфери Іо отрималась рівною 10-9 атмосферам. Такий тиск у земній атмосфері зареєстровано на висотах 200-300 км .
Причиною вулканічної діяльності на Іо вчені вважають приливний розігрів його надр. Справа в тому, що під впливом тяжіння Європи і Ганімеда виникають обурення ексцентриситету синхронної орбіти Іо всередині Юпітера. Це і викликає зміни амплітуди постійних великомасштабних припливів. Крім приливної розігріву надр передбачається й інший механізм генерації тепла - внаслідок нагрівання електричним струмом , які порушуються при взаємодії Іо з магнітосферою Юпітера. Ця ідея поширюється на всі провідні тіла, що рухаються в магнітному полі або обтічні сонячним вітром. Астрофізиками було доведено, що планета і супутник утворюють свого роду генератор. Це було підтверджено в період з 1979 по 1981 рік апаратами "Вояджер-1" і "Вояджер-2", коли було доведено, що між Юпітером та Іо весь час виникають блискавки. Вчені вважають , що електромагнітні поля такого генератора дуже сприятливі навіть для атмосфери Землі.
50802832100Рис. 3.12. Європа
00Рис. 3.12. Європа
952524765Європа (рис. 3.12) - четвертий за величиною супутник Юпітера ( радіус 1569 км). Його будова нагадує будову Землі - металеве ядро і шарувата зовнішня оболонка. Європа має саму гладку поверхню і володіє найбільшою відбивною здатністю у всій Сонячній системі. Максимальні перепади висот становлять усього десятки метрів. Поверхнева температура в районах термінатора становить -180 С (93 °К ) , а опівдні -140-150 °С (53-63 °К). На Європі, як і на Ганімеді в 1995 році була виявлена ​​атмосфера з тонким шаром кисню, а на поверхні планети водяний лід. Європа майже цілком складається з речовини гірських порід (80 %) , водяний лід і водно-крижана мантія (шуга). Вона зосереджена в товстій корі (приблизно 100 і більше км). Деякі фахівці вважають, що вода, що піднімалася з надр Європи, замерзла, а знизу кірку розпирали нові потоки води. Вважають, що під крижаним панциром може існувати океан з найпростішими організмами. Американські вчені припускають, що вода в океані має червоний колір і підігрівається зсередини супутника вулканічною діяльністю. На користь цієї гіпотези говорять не тільки зміни в магнітному полі Європи, а й інші ознаки.
-44452803525Рис. 3.13. Ганімед
00Рис. 3.13. Ганімед
lefttop Ганімед (рис. 3.13) - найбільший супутник не тільки Юпітера, але і всієї Сонячної системи (радіус 2631 км, це на 500 км більше розміру Меркурія). Зовні він дуже схожий на Місяць. Середня щільність дорівнює 1,83 - 1,93 г/см3. Натуральні кольори Ганімеда (різні відтінки коричневого кольору) представляють собою старі, сильно бомбардовані метеоритними ударами області (що мають найбільш темний колір) і більш молоді тектонічно - деформовані регіони (світлі відтінки). Ганімед має магнітне поле , володіє шаруватою структурою: металеве ядро, кам'яниста мантія і кора. У Ганімеда (як і у Каллісто) з гірських порід складена тільки центральна частина (ядро), а зовнішня оболонка утворена водяним або водно-аміачним льодом. Магнітосфера на Ганімеді була виявлена ​​27 липня 1996 космічним апаратом "Галілео". Механізм генерації магнітного поля, ймовірно, такий же, як і у Землі. Тиск на поверхні дорівнює тиску на висоті декількох сотень кілометрів над поверхнею Землі (відкритий космос Землі). На супутнику виявлені сліди вулканічної і тектонічної активності. Припускають , що кора ( частково), швидше за все, крижана (водяний лід). Це говорить про присутність на супутнику атмосфери. І в 1996 році космічний телескоп Хаббла виявив на супутнику тонку кисневу атмосферу. На ньому відбуваються полярне сяйво. Це випромінювання відбувається з навколополярних областей супутника. Атмосфера супутника постійно оновлюється.
146057518400Рис. 3.14. Каллісто
00Рис. 3.14. Каллісто
19050462978500Каллісто (рис.3.14) - другий за величиною супутник Юпітера ( радіус 2400 км). Він найбільш віддалений від своєї планети. За будовою Каллісто схожий на Ганімеда в темних областях. На поверхні в світлих областях Ганімеда маються «пучки» паралельних борозен. Ширина їх досягає кілька сотень, а довжина - кілька тисяч кілометрів. Окремі борозни мають ширину від 5 до 15 км і глибину кілька сотень метрів. В цілому поверхня його досить гладка - варіації висот не перевищують 1 км. Супутник має безліч кратерів у кілька десятків кілометрів. У Каллісто (як і у Ганімеда ) силікатне ядро , магнітне поле , водно-крижана мантія і крижана кора (дуже потужна). У крижаній мантії, припускають, знаходиться великі включення скельних порід. Можливо, що він на 60 % складається з заліза і його з'єднань і на 40 % - з водяного льоду. Космічний зонд "Галілео" показав, що Каллісто має крижаний панцир з електричними потоками. Це передбачає наявність солоного океану. У 1997 році була відкрита атмосфера (з вуглекислим газом), але дуже розряджена («Галілео», НАСА).
Три супутника Юпітера - Європа, Ганімед і Каллісто - є основними кандидатами для колонізації космосу в межах Сонячної системи поряд з Марсом, Венерою, Місяцем, Меркурієм і поясом астероїдів.
Основна складність у колонізації Європи полягає сильному радіаційному поясі Юпітера. Людина без скафандра на поверхні Європи отримала б смертельну дозу радіації менше ніж за 10 хв.. Вважається, що під льодовою поверхнею супутника існує океан. Життя в ньому може бути більш захищене від радіації.
Ганімед - найбільший супутник у Сонячній системі і, крім того, єдиний супутник Юпітера, який має магнітосферу, яка захистить колонізаторів від згубної дії радіації.
За оцінками НАСА, Каллісто може стати першим колонізованим супутником Юпітера. Каллісто геологічно дуже стабільний і знаходиться поза зоною дії радіаційного поясу Юпітера. Цей супутник може стати центром подальших досліджень околиць Юпітера, зокрема, Європи.
Супутники Сатурна
Сатурн є шостою по розташуванню від Сонця і другий за розмірами (після Юпітера) планетою Сонячної системи. Його інакше ще називають газовим гігантом, а свою назву він отримав на честь римського бога землеробства.
На питання, скільки супутників у Сатурна, складно дати точну відповідь. До 1997 року астрономам було відомо всього лише 18 з них. В даний час з появою новітніх потужних телескопів вдалося нарахувати їх набагато більше. Природні супутники Сатурна представлені пристойною кількістю (62 штуки – з підтвердженою орбітою). 53 з них володіють власними назвами. Велика їх частина складається з льоду, гірських порід і має невеликі розміри. Це пояснює їх головну особливість – високу здатність відбивати сонячне світло. У більш великих супутниках формується кам’янисте ядро. Більшість з них (крім Феби і Гіперіона) постійно повернуто до планеті тільки однією стороною.

Рис. 3.15. Супутники Сатурна
Супутники Сатурна (рис. 3.15.) бувають регулярними і нерегулярними. Перших налічують 24 штуки, а других – 38. Рух регулярних супутників відбувається майже по кругових орбітах, що знаходяться поблизу екваторіальній площині планети. Вони обертаються виключно в напрямку обертання Сатурна. Це вказує на те, що регулярні супутники Сатурна сформувалися в газопиловому хмарі, яка оточувало планету в період її зародження.
До нерегулярних представникам відносяться планети, рух які відрізняється від загальних правил. У них може бути більш витягнута орбіта або ексцентриситет, рух у зворотному напрямку по орбіті або більший нахил до екваторіальній площині. Вони обертаються по хаотичним орбітах на далекій відстані від планети. Це вказує на те, що Сатурн нещодавно захопив ці тіла з пролітали повз нього ядер комет або астероїдів.
Найбільший супутник Сатурна – Титан (рис. 3.16.) У Сонячній системі лише він один має щільну атмосферу, а за величиною він займає почесне 2-е місце. Його можна розглянути в телескоп, так як він менше Землі всього лише вдвічі. Це дуже цікаве небесне тіло, яке вченим вдалося вже вивчити досить добре. Виявлено, що супутник Сатурна Титан має складом, імовірно дуже схожим з складом Землі, яким вона володіла на початку зародження. Вчені висловлюють думку, що в його атмосфері також відбуваються процеси, які мільярди років тому були характерними для нашої планети.
-40005645160000Через свою непрозорою газової оболонки, що має товщину близько 300 км, він був практично недоступний для астрономів, що намагаються виміряти його діаметр. Тільки з появою останніх досягнень в області телескопічною техніки проведені дослідження показали, що надра Титана можуть складатися з рівних частин замерзлої води і твердих порід. В основному атмосфера його сформована з азоту, що робить його схожим на Землю.
-2663825355600Рис. 3.16. Титан
400000Рис. 3.16. Титан
Раніше існувала гіпотеза, досі не спростована, про існування на цьому супутнику річок, озер і морів, що утворилися з метану або з етану. Метан здатний існувати в трьох фазах і підтримувати подобу парникового ефекту, що і спостерігається на даному супутнику.
У Титана немає магнітного поля, а це означає, що він не має ядра, що проводить струм. Температура поверхні оцінюється в 95 кельвінів, а тиск перевищує земний у півтора рази. Низька температура не дає утворюватися більш складним органічним речовинам. Однак у нього є свій магнітний хвіст, утворений від взаємодії з магнітним полем Сатурна, в магнітосфері якого Титан служить джерелом заряджених і нейтральних водневих атомів.
При вивченні питання про те, скільки супутників у Сатурна, напевно, самим вірним буде розгляд найбільш великих. Одним з них є Мімос, що володіє величезним кратером під назвою Гершель, який складає в діаметрі близько 130 км. Це більше, ніж розмір багатьох супутників Сатурна. Діона, Тефия, Енцелад і Рея – всі вони відносяться до великих об’єктів і мають глибокі кратери і каньйони, а Енцелад є ще і найсвітлішим небесним тілом Сонячної системи.
Супутники Урана
-806457975600Рис. 3.17. Супутники Урана
00Рис. 3.17. Супутники Урана
-76200500062500Уран, сьома планета Сонячної системи, має 27 супутників (рис.3.17.) Всі вони отримали назви на честь персонажів з творів Вільяма Шекспіра та Александра Поупа. Перші два супутники: Титанію і Оберон у 1787 році відкрив Вільям Гершель. Ще два великі супутники (Аріель та Умбріель) було відкрито 1851 року Вільямом Ласселом. 1948 року Джерард Койпер відкрив Міранду. Всі інші супутники є значно меншими і були відкриті після 1985, під час місії «Вояджера-2» або за допомогою вдосконалених наземних телескопів.
Супутники Урана можна поділити на три групи:
5 великих
13 внутрішніх
9 нерегулярних супутників
П'ять великих супутників (рис.3.18) досить масивні, щоб гідростатична рівновага надала їм сфероїдальної форми. На чотирьох з них помічено ознаки внутрішньої і зовнішньої активності, такі як формування каньйонів і передбачуваний вулканізм на поверхні. Найбільший з них, Титанія, має діаметр 1578 км і є восьмим за розміром супутником у Сонячній Системі. Її маса у 20 разів менша земного Місяця.

Рис. 3.18. П’ятірка найбільших супутників Урана
Внутрішні супутники — це невеликі, темні об'єкти, схожі за характеристиками та походженням на кільця планети.
Нерегулярні супутники Урана мають еліптичні і дуже нахилені (збільшого ретроградні) орбіти на великій відстані від планети.
Два перші відомі супутники, Титанію та Оберон, було виявлено Вільямом Гершелем 11 січня 1787 року, через шість років після відкриття ним Урана. Пізніше Гершель вважав, що виявив шість супутників, і, можливо, навіть кільце. Протягом майже 50 років телескоп Гершеля був єдиним, за допомогою якого можна було розрізнити супутники Урана. У 1840-х роках досконаліші інструменти спостережень і сприятливе розташування Урана дозволили помітити ознаки інших супутників, окрім Титанії і Оберона. Нарешті 1851 року Вільямом Ласселом було відкрито два наступні супутники — Аріель і Умбріель.
Протягом тривалого часу в нумерації супутників Урана існували суперечки між позначеннями Гершеля (де Титанія і Оберон — Уран II і IV) і Лассела (де вони часом — I і II). Після того, як існування Умбріеля і Аріеля було підтверджено, Лассел пронумерував супутники від I до IV в порядку віддалення. З того часу нумерація не змінювалася. 1852 року син Вільяма Гершеля — Джон Гершель дав назви чотирьом відомим тоді супутникам.
На протязі майже століття нових відкриттів супутників Урана не було. 1948 року Джерард Койпер виявив найменший серед п'яти великих, сферичних супутників — Міранду. Декілька десятиліть потому, у січні 1986 за допомогою космічного зонду «Вояджер-2» було відкрито 10 внутрішніх супутників. «Вояджер» зафіксував ще один супутник, але тоді його не було помічено. «Відкрили» його 2001 року під час вивчення старих фотографій з «Вояджера-2», він отримав назву Пердіта.
До 1997 року Уран був єдиною планетою-гігантом, в якої не було виявлено нерегулярних супутників. Саме тоді наземними спостереженнями було виявлено дев'ять віддалених нерегулярних супутників. Ще два маленькі внутрішні супутники, Купідон і Меб, було відкрито 2003 року з використанням космічного телескопа «Хаббл». Останній з виявлених на 2008 рік супутників Урана — Маргарита — було відкрито 2003 року.
Перші два супутники Урана, відкриті 1787 року, отримали назву лише 1852 року, через рік після виявлення ще двох. Обов'язок дати їм назви взяв на себе Джон Гершель, син першовідкривача Урана. Він вирішив не брати назви для супутників із грецької міфології, назвавши їх на честь магічних духів з англійської літератури: царя і цариці фей та ельфів Оберона і Титанії із комедії «Сон літньої ночі» Вільяма Шекспіра і сильфів Аріеля і Умбріеля з «Викрадання локона» Олександра Поупа (Аріель також ельф із Шекспірівської «Бурі»). Причини такого вибору, мабуть, полягали в тому, що Уран, як бог піднебесся і повітря, супроводжується духами повітря. Замість того, щоб продовжити традицію давати імена духів повітря (лише Пак і Маб продовжили цю традицію), подальші назви зосередилися на джерелах Шекспіра. 1949 року п'ятий супутник, Міранду, було названо його першовідкривачем Джерардом Койпером на честь смертного персонажа з Шекспірівської «Бурі».
Поточна практика іменування супутників, усталена Міжнародним астрономічним союзом (МАС), використовує персонажів п'єс Шекспіра та поеми Поупа «Викрадання локона» (втім, наразі лише Аріель, Умбріель і Белінда мають імена з останньої поеми; всі інші названі за Шекспіром). Спочатку найвіддаленіші від центру супутники називали іменами персонажів лише з однієї п'єси («Буря»); але з Маргаритою, яка отримала ім'я з «Багато галасу даремно», ця традиція припинилася.
Система супутників Урана найменш масивна серед систем супутників планет-гігантів; загальна маса 5 найбільших супутників Урана не складе і половини маси Тритона (сьомого за розміром супутника у Сонячній системі). Найбільший із супутників Урана, Титанія, має радіус 788,9 км, що менше радіусу Земного Місяця, але трохи більше, ніж Реї, другого за розміром супутника Сатурна, що робить Титанію восьмим за розміром супутником у Сонячній системі. Уран приблизно в 10 000 разів масивніший, ніж його супутники.
Серед супутників Урана виділяють п'ять найбільших: Міранда, Аріель, Умбріель, Титанія і Оберон. Їх діаметри становлять від 472 км для Міранди до 1578 км для Титанії. Всі великі супутники Урана — порівняно темні обьекти: їх геометричне альбедо змінюєтся в діапазоні 30—50 %, а альбедо Бонда — 10—23 %. Умбріель — найтемніший з цих супутників, а Аріель — найяскравіший. Маси супутників складають від 6,7×1019 кг (Міранда) до 3,5×1021 кг (Титанія). Для порівняння, маса земного Місяця — 7,5×1022 кг. Найбільші супутники Урана, як вважають, сформувалися в акреційному диску, який існував навколо Урана протягом деякого часу в ранній період його історії, після того, як він сформувався або утворився в результаті зіткнення з іншим небесним тілом. Всі великі супутники Урана складаються наполовину з льоду та гірських порід, за винятком Міранди, що складається переважно з льоду. Складовими льоду можуть бути аміак та вуглекислий газ. Їх поверхня поцяткована кратерами, але всі вони (за винятком Умбрієля) демонструють ознаки «оновлення» поверхні, що спостерігаються у формі утворення каньйонів і, у випадку з Мірандою, яйцеподібними, схожими на гоночні треки структурами, так званими «коронами». Вважається, що «корони» утворені підняттями діапірів. Поверхня Аріеля, можливо, наймолодша, із найменшою кількістю кратерів. Поверхня Умбріеля ж здається найстарішою. Вважається, що резонанси між Мірандою і Умбріелем (3:1) та між Аріелем і Титанією (4:1), які мали місце у минулому, відповідають за нагрівання, яке викликало істотну ендогенну активність на Міранді та Аріелі. До такого висновку приводить наявність у Міранди високого орбітального нахилу, невластивого для настільки близького до планети тіла. Найбільші супутники Урана складаються з ядра із гірських порід у центрі та крижаного покриву зовні. Титанія і Оберон можуть мати океан з рідкої води на межі ядра і мантії.
За даними на 2008 рік, Уран має 13 внутрішніх супутників. Їх орбіти лежать всередині орбіти Міранди. Всі внутрішні «місяці» тісно пов'язані з кільцями Урана, які, можливо, являють собою результат розпаду одного або декількох маленьких внутрішніх «місяців». Корделія і Офелія служать «пастухами» кільця ε, а невеликий Маб, можливо, є джерелом найвіддаленішого кільця μ. Пак обертається на орбіті між Пердітою і Мабом, і, можливо є перехідним об'єктом між внутрішніми і великими супутниками Урана. Розрахунки показують, що внутрішні супутники виступають в ролі суперечливих факторів один для одного у випадку, якщо їх орбіти перетинаються; кінець кінцем, це може привести до зіткнень між ними. Дездемона може зіткнутися з Крессидою або Джульєтою протягом подальших 100 мільйонів років. Система є хаотичною та, імовірно, нестабільною.
Всі внутрішні місяці – темні об'єкти; їх геометричне альбедо не перевищує 10 %. Вони складаються з водяного льоду із домішкою темного матеріалу, можливо – перетвореної радіацією органіки.
Супутники Нептуна
27959054089400Рис. 3.19. Супутники Нептуна
00Рис. 3.19. Супутники Нептуна
27965401243965Тритон – найбільший із супутників Нептуна (рис. 3.19), відкритий У. Ласелем (о.Мальта, 1846 р.), на небі має 14 зоряну величину. Відстань від Нептуна 394700 км, сидеричний період обертання 5 діб 21 год. 3 хв., діаметр близько 3200 км, що трохи (на 389 км) менше діаметра Місяця, хоча маса його на порядок – в 3,5 раз – менша. Це майже єдиний супутник Сонячної системи, який обертається навколо своєї планети в протилежний бік від обертання самої планети навколо своєї осі. Через таке обертання Тритон поступово втрачає енергію в результаті дії припливних сил, і зрештою або зруйнується, або впаде на Нептуна.
Вісь Тритона теж незвичайна: вона нахилена на цілих 157 градусів щодо осі самої планети. А оскільки сам Нептун нахилений на 30 градусів, Тритон виявляється "лежачим на боці". Є версії, що Тритон - захоплена колись Нептуном самостійна планета. Має велику відбивну спроможність (альбедо) – 60-90% (Місяць 12%), бо здебільшого складається з водяного льоду. У Тритона була виявлена незначна газова оболонка, тиск якої на поверхні в 70000 разів менше земного атмосферного тиску. Походження цієї атмосфери, що повинна була би давно розсіятися, пояснюють частими виверженнями на супутнику, що поповнюють її газами. Коли ж були отримані знімки Тритона, то на крижаній його поверхні дійсно помітили гейзероподібні виверження азоту і темних часток пилу різного розміру. Все це розсіюється в навколишньому просторі. Є припущення, що після захоплення Нептуном супутник був розігрітий припливними силами, і він був навіть рідким перший мільярд років після захоплення. Можливо, у надрах своїх він як і раніше зберіг цей агрегатний стан. Поверхня Тритона нагадує своєю подобою полярні шапки супутників Юпітера: Європу, Ганімед, Іо, а також Аріель Урана.
Нереїда – це другий за розмірами супутник Нептуна. Середня відстань від Нептуна 6,2 млн. км, діаметр 200 км. Нереїда – найвіддаленіший від Нептуна супутник із відомих. Вона робить один виток навколо планети за 360 днів. Орбіта Нереїди сильно витягнута, її ексцентриситет складає 0,75. Найбільша відстань від супутника до планети перевищує найменшу в сім разів. Нереїда була відкрита у 1949-му році Койпером (США).
В 1989 «Вояджер-2» відкрив ще шість супутників Нептуна. Всі вони рухаються по кругових орбітах практично в площині екватора планети. П'ять із них мають періоди обертання менші за період обертання планети, і тому на небі Нептуна сходять на заході й заходять на сході; це також означає, що через гравітаційне тертя вони рано чи пізно впадуть на Нептун. Найбільший відкритий у 1989 р. супутник – Протей – неправильної форми із середнім діаметром близько 420 км. Він темніший за Нереїду, і відбиває всього 6 % падаючого світла. Протей має сірий колір; на його поверхні помітні кратероподібні утворення й тріщини.
Ще один супутник, Лариса, темний об'єкт неправильної форми розміром 210*180 км, що відбиває 5 % світла. На ньому помітні кілька кратерів розмірами 30-50 км. Неправильна форма Протея і Лариси вказує на те, що протягом всієї своєї історії вони залишалися холодними брилами льоду. Радіуси орбіт супутників 117,6 тис. км і 74 тис. км відповідно. Про інші супутники відомо ще менше. Деспіна й Галатея обертаються на відстанях 62 тис. км і 52 тис. км, відповідно. Таласса обертається навколо Нептуна за 7,5 години на відстані 50 тис. км. Наяда, з періодом обігу 7,1 години, має орбіту, яка помітно нахилена до площини екватора Нептуна – на 4,5°.
В 2002-2003 відкриті ще п'ять супутників Нептуна, таким чином, їх загальне число досягло 13. Кожний з нововідкритих об'єктів має діаметр 30-60 км і непостійну, витягнуту орбіту з більшим нахилом. Період їхнього обертання навколо Нептуна становить від 5 до 26 земних років.
Супутники карликової планети Плутона
Можливо, Плутон і втратив статус «планети», але це не робить його менш цікавим для вивчення космічним об’єктом всередині нашої Сонячної системи.
-44454356100Рис. 3.20. Плутон і Харон
00Рис. 3.20. Плутон і Харон
-4445186055000В 1978 році був відкритий супутник Плутона – Харон (рис.3.20), що перебуває від планети на відстані 19640 км. Харон обертається навколо Плутона за кожні 6,4 доби (період обертання Плутона), що несхоже ні на який інший супутник. Кожні п'ять років відбувається взаємне затемнення між Плутоном і Хароном. Діаметр Харона становить 1205 км, що становить половину діаметра Плутона, а співвідношення мас становить 1:8. Для порівняння, співвідношення мас Місяця і Землі усього 1:81.
У Плутона й Харона істотно різний колір. За даними затемнень складена попередня карта альбедо Плутона. Поверхня Харона, гірше відбиває світло, чим Плутона, вона на 30% темніша . Вважається що Харон, на відміну від Плутона, покритий товстим шаром води, яка заледеніла.
Центр мас системи Плутон-Харон знаходиться поза поверхнею Плутона, тому деякі астрономи вважають Плутон і Харон подвійною планетою.
Згідно з проектом Резолюції 5 XXVI Генеральної асамблеї МАС (2006) Харону (поряд з Церерою і Ерида) передбачалося надати статус планети. У примітках до проекту резолюції вказувалося, що в такому разі Плутон-Харон буде вважатися подвійною планетою.
Інші супутники Плутона, Гідра (S/2005 P1) та Нікс (S/2005 P2), були відкриті в травні 2005 року за допомогою космічного телескопа Хаббл. Вони набагато менші Харона за розмірами, близько 100-150 км. Маса кожного із супутників приблизно в 300 разів менше маси Харона. Гідра розташована на відстані 65 000 км від Плутона, Нікс – приблизно 50 000 км.
В 2011 і 2012 роках космічний телескоп "Хаббл" виявив два нових супутники, що отримали тимчасові позначення P4 і P5. Розміри супутника P4 – від 13 до 34 кілометрів, P5 – від 15 до 24 кілометрів.
Група першовідкривачів під керівництвом Марка Шуолтера з Інституту проекту SETI звернулася до інтернет-співтовариства з пропозицією вибрати назви для супутників. Згідно з правилами Міжнародного астрономічного союзу, вони мають отримувати імена персонажів, пов'язаних із царством мертвих греко-римської міфології. Тому вчені запропонували для голосування 12 варіантів: Ахерон, Стікс і Лета (річки в підземному царстві), Алекто (богиня помсти), Цербер, Ереб, Евридіка, Геркулес, Гіпнос (бог сну), Обол (монета, яку потрібно сплатити Харону), Орфей, Персефона.
У голосуванні взяло участь майже 500 тисяч осіб, які також запропонували близько 30 тисяч своїх варіантів. У результаті, "Цербер" посів друге місце, а "Стікс" – третє. Лідером голосування став "Вулкан".
Це ім'я запропонував Уїльям Шетнер, зірка серіалу "Зоряний шлях". Вулкан – це рідна планета персонажа серіалу містера Спока та ім'я бога вогню в давньоримській міфології. Але цей варіант був знехтуваний, оскільки Вулкан не має прямого відношення до царства мертвих і так вже була названа планета, що знаходилася між Меркурієм і Сонцем, за припущеннями вчених 19-го століття, існування якої не підтвердилося.
РОЗДІЛ 4
РОЗРАХУНКОВА ЧАСТИНА КУРСОВОЇ РОБОТИ
Завдання 4.1. Морфологія ґрунту
21399585979000Не 0-2424 – гумусово-елювіальний горизонт, (надсолонцевий), світло-сірий до білуватого, легкого механічного складу, лускатно-плитчастої структури, пухкий, коренів багато, збагачений кремнеземом (SiO2), малонатрієві солонці закипають з поверхні, перехід різкий;
Pie 24-4925 – ілювіальний (солонцевий) горизонт, темно-бурого (шоколадного) кольору, важкого механічного складу, стовпчастої структури, з глянцевою поверхнею на гранях, дуже щільний, при зволоженні дуже в’язкий, в сухому стані розтріскується, корені тільки по тріщинах, в нижній частині закипає від HCl, перехід різкий;
-425457766050Рис 4.1. Ґрунтовий профіль солонцю каштанового середньо солончакуватого на лесі, багатого на карбонати у вигляді білозірки, проявляються ознаки засолення
020000Рис 4.1. Ґрунтовий профіль солонцю каштанового середньо солончакуватого на лесі, багатого на карбонати у вигляді білозірки, проявляються ознаки засолення
Pksei 49-9445 – сольовий горизонт, бурувато-палевого кольору з численними відкладеннями білозірки, карбонатів і прожилок гіпсу, горохуватої структури, слабо щільний, коренів не має, перехід різкий;
P94-200106 – материнська ґрунтотворна порода – лес, палевого забарвлення, з глибини 150-160 см залягає сольовий горизонт з відкладенням сульфатів і хлоридів у вигляді друз та конкрецій.
Таксономічні одиниці:
Тип – солонець.
Підтип – каштановий.
Рід – глибокоскипаючий.
Вид – високогумусний.
Підвид – середньосолонцюватий.
Різновидність – важкосуглинковий.
Розряд – на лесі.
Завдання 4.2. Загальні фізичні властивості ґрунту
Таблиця 4.1
Визначення щільності складення ґрунту непорушеної будови
(об'єм циліндру (V) - 100 см3)
Шар ґрунту, см Маса вологого ґрунту (m), г Вологість ґрунту (Вол.), % Щільність складення (dс), г/см3 Оцінка щільності складення орного шару ґрунту
1 2 3 4 5
0-20 142,6 9,7 1,30 Дуже ущільнена рілля
20-40 152,3 8,8 1,40 40-60 155,9 7,5 1,45 60-80 160,1 6,7 1,50 80-100 163,5 5,5 1,55 0-100 154,9 7,6 1,44 Таблиця 4.2
Визначення щільності твердої фази ґрунту
Шар ґрунту, см Маса сухого ґрунту (m), г Маса пікнометра з водою (m1), г Маса пікнометра з водою і ґрунтом (m2), г Щільність твердої фази ґрунту (dт.ф.), г/см3
1 2 3 4 5
0-20 8,45 110,56 115,76 2,60
20-40 8,14 110,58 115,68 2,68
40-60 8,03 110,62 115,66 2,69
60-80 7,97 110,54 115,56 2,70
80-100 8,85 110,63 116,21 2,70
0-100 8,29 110,59 115,77 2,67

Таблиця 4.3
Визначення показників шпаруватості ґрунту
Шар фунту, см Загальна
шпаруватість
(Р), % Капілярна
шпаруватість
(КР),% Некапілярна шпаруватість (НР), % Відношення
КР/НР
1 2 3 4 5
0-20 50 35 15 2,33
20-40 48 31,25 16,75 1,78
40-60 46 26,75 19,25 1,39
60-80 44 25 19 1,37
80-100 43 21 22 0,95
0-100 46 27,8 18,2 1,53
Висновок до завдання 4.2: так як щільність складення шару ґрунту 0-20 см становить 1,30 г/см3, то орний шар ґрунту являє собою дуже ущільнену ріллю. В результаті проведених розрахунків виявилося, що загальна шпаруватість шару ґрунту 0-20 см дорівнює 50%, тобто шпаруватість орного шару є незадовільною. Даний ґрунт володіє поганими показниками фізичних властивостей, тому потрібно вживати агротехнічні, хімічні і біологічні заходи для його поліпшення.
Заходи щодо покращення загальних фізичних властивостей ґрунту:
науково-обґрунтований обробіток ґрунту;
використання менш енергонасиченої техніки з меншим питомим опором на ґрунт;
дотримання сівозміни, використання в ній багаторічних трав і бобових культур;
проведення хімічної меліорації (в даному випадку гіпсування);
внесення органічних добрив;
боротьба з ерозією;
застосування синтетичних полімерів – криліумів.
Завдання 4.3. Вміст в ґрунті гумусу
Таблиця 4.4
Основні показники гумусного стану ґрунту
Шар ґрунту, см Вміст гумусу Запас
гумусу Вміст ЇМ, кг/га % до загального вмісту гумусу ГКФКТип
гумусу
% рівень
показника т/га кг/га загального мінераль-ного гумі-нових
кислот фуль-вокис-лот 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
0-20 2,9 Низький 75,4 75400 3770 754 32,6 38,7 0,84 Гуматно-фульватний
20-40 1,6 Дуже низький 44,8 44800 2240 448 32,2 39,0 0,83 40-60 0,5 Дуже низький 14,5 14500 725 145 30,4 42,2 0,72 0-60 1,7 Дуже низький 140,8 1408200 7040 1408 31,7 40,0 0,80 Висновок до завдання 4.3: даний ґрунт містить у шарі ґрунт 0-20 см 2,9% гумусу, що є низьким показником, а шарі ґрунту 20-60 см – дуже низьким показником. Тип гумусу є гуматно-фульватним, бо співвідношення між ГК і ФК складає 0,80. Загального азоту в ґрунті міститься 7040 кг/га, а мінерального – 1408 кг/га.
Заходи по збереженню та підвищенню вмісту гумусу в ґрунті:
внесення органічних добрив;
заорювання рослинних решток, що залишаються на полі;
науково-обґрунтований обробіток ґрунту;
розпушування ґрунту;
збереження структури ґрунту за рахунок використання менш енергонасиченої техніки;
дотримання сівозміни;
дотримання режиму зрошення.
Завдання 4.4. Агрегатний склад ґрунту
Таблиця 4.5
Вміст водотривких агрегатів ґрунту, %
Шар
ґрунту,
см Діаметр агрегатів, мм Ступінь
структурності
>5 5-3 3-1 1-0,5 0,5-
0,25 >0,25 1-5 1 2 3 4 5 6 7 8 9
0-20 1 2 5 12 22 42 7 задовільний
20-40 - 1 3 11 27 42 4 задовільний
40-60 - - 3 10 18 31 3 незадовільний
0-60 0,3 1 3,7 11 22,3 38,3 4,7 незадовільний
Висновок до завдання 4.4: ступінь структурності досліджуваного ґрунту є задовільним у шарі ґрунту 0-40 см з вмістом фракцій d>0,25 мм = 42 і незадовільним у шарі 40-60 см з вмістом даних фракцій = 31. Через те, що для сільського господарства структурні окремості розміром від 1 до 5 мм – найбільш цінні, даний ґрунт є погано оструктуреним.
Заходи по оструктуренню ґрунту: так як структурний ґрунт має безліч переваг перед неоструктуреним, то в даному випадку повинні бути вжиті заходи по оструктуренню ґрунтів. Це науково-обґрунтований обробіток ґрунту, використання менш енергонасиченої техніки з меншим питомим опором на ґрунт, дотримання сівозміни, використання в ній багаторічних трав і бобових культур, проведення хімічної меліорації (в даному випадку гіпсування), внесення органічних добрив, боротьба з ерозією.

Завдання 4.5. Гранулометричний склад ґрунту
Таблиця 4.6
Розрахунок гранулометричного складу ґрунту
Шар ґрунту, см Діаметр агрегатів, мм Назва гранулометричною складу ґрунту
>1 1-0,5 0,5-0,25 0,25-
0,05 0,1-0,05 0,05-
0,01 0,01-
0,005 0,005-
0,001 0,05-
0,001 Менше
0,001 Менше
0,01 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13
0-20 - - 7,4 12,8 20,2 19,9 19,5 26,5 65,9 13,9 59,9 Важко-суглинковий
20-40 - - 9,3 14,7 24,0 17,0 17,9 22,4 57,3 18,7 59,0 40-60 - - 7,1 15,5 22,6 17,4 18,0 22,7 58,1 19,3 60 0-60 - - 7,9 14,3 22,3 18,1 18,5 23,9 60,4 17,3 59,6 Висновок до завдання 4.5: відсотковий вміст фракції піску у шарі ґрунту становить 20,2%, 20-40 см – 24,0%, 40-60 см – 22,6%, а фракції пилу в горизонті 0-20 см міститься 65,9%, 20-40 см – 57,3%, 40-60 см – 58,1%, фракція мулу займає відповідно в шарі 0-20 см – 13,9%, 20-40 см – 18,7%, 40-60 см – 19,3%.
Даний ґрунт має елювіально-ілювіальний тип розподілу фракцій.
Використання ґрунтів різного гранулометричного складу: у піщаних, супіщаних, легкосуглинкових та середньосуглинкових ґрунтах переважає фізичний пісок, тому вони чинять невеликий опір ґрунтообробним знаряддям. Такі ґрунти називають легкими. Важкосуглинкові та глинисті ґрунти, навпаки, чинять дуже великий опір під час обробітку, і їх називають важкими.
Легкі ґрунти легко піддаються обробітку, швидко прогріваються, мають добру водопроникність та повітряний режим. Але володіють низькою вологоємністю, бідні на гумус і елементи живлення, мають незначну поглинальну здатність, піддаються вітровій ерозії.
Важкі ґрунти володіють високою зв'язністю й вологоємністю, краще забезпечені поживними речовинами та гумусом. Безструктурні важкі ґрунти мають несприятливі фізичні й фізико-хімічні властивості: слабку водопроникність, здатність запливати й утворювати кірку, високу щільність.
Крім того, різні сільськогосподарські культури неоднаково ставляться до гранулометричному складу ґрунтів. Так, люпин, сорго, картопля, кукурудза, гречка, просо воліють легкі ґрунту. Пшениця, ячмінь, буряк, капуста дають стійкі врожаї на середньосуглинистих ґрунтах, а овес – навіть на важкосуглинистих і глинистих.

Завдання 4.6. Розрахунок водних властивостей ґрунту
Таблиця 4.7
Розрахунок ґрунтово-гідрологічних констант
Шар ґрунту, см Щільність ґрунту (dc), г/см3 Форми ґрунтової вологи, % Вологоємність, %
від маси ґрунту від об’єму ґрунту від маси ґрунту від об’єму ґрунту
МАВ МГВ ВВ МАВ МГВ ВВ НВ КВ ДАВ НВ КВ ДАВ
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
0-20 1,30 6,0 8,0 12,0 7,8 10,4 15,6 30,0 35,0 18,0 39,0 45,5 23,4
20-40 1,40 5,25 7,0 10,5 7,35 9,8 14,7 26,25 31,25 15,75 36,75 43,75 22,05
40-60 1,45 4,35 5,8 8,7 6,31 8,41 12,62 21,75 26,75 13,05 31,54 38,8 18,92
60-80 1,50 4,0 5,3 8,0 6,0 7,95 12,0 20,0 25,0 12,0 30,0 37,5 18
80-100 1,55 3,8 5,1 7,6 5,89 7,91 11,78 19,0 24,0 11,4 29,45 37,2 17,67
0-100 1,44 4,68 6,24 9,36 6,74 8,99 13,48 23,4 28,4 14,04 33,7 40,1 20,0
Продовження таблиці 4.7
Шар
ґрунту,
см Повна вологоємність (ПВ), % Польова
вологість,
% Загальний запас вологи в фунті (Wзаг.), м3/га Запас продуктивної вологи в фунті (W прод.), м3/га Поливна норма, м3/га
15 16 17 18 19
0-20 38,5 19,8 514,8 202,8 499,2
20-40 34,3 19,1 534,8 240,8 494,2
40-60 31,7 18,2 527,8 275,5 386,9
60-80 29,3 17,6 528,0 288,0 372,0
80-100 27,7 9,4 291,4 55,8 621,55
0-100 31,9 16,8 2419,2 1071,4 2433,6
Висновок до завдання 4.6: водний режим даного ґрунту є задовільним, запас продуктивної вологи невеликий, і тому збільшується поливна норма, що є негативним явищем.
Запас продуктивної вологи в шарі ґрунту 0-20 см є задовільним. Горизонт 0-100 см також характеризується задовільними показниками.
Завдання 4.7. Вміст валових і рухомих форм азоту, фосфору і калію
Таблиця 4.8
Шар ґрунту, см Щільність ґрунту, г/см3 Валовий вміст елементів живлення Вміст рухомих елементів живлення
N P2O5 K2O N P2O5 K2O
% т/га % т/га % т/га мг в 100 г ґрунту кг/га мг в 100 г ґрунту кг/га мг в 100 г ґрунту кг/га
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
0-20 1,30 0,15 3,90 0,10 2,60 3,0 78,0 8 208 6 156 27 702
20-40 1,40 0,10 2,80 0,08 2,24 2,5 70,0 5 140 3 84 20 560
0-40 1,35 0,13 7,0 0,09 4,48 2,75 148,5 6,5 351 4,5 243 23,5 1269
Вміст елементів живлення у заданому ґрунті
Висновок до завдання 4.7. В орному шарі ґрунту вміст рухомих елементів живлення складає: N = 80 мг в 100 кг, P2O5 = 60 мг в 100 кг і K2O = 270 мг в 100 кг, тобто вміст N і P2O5 є високим, а K2O – середнім.
Внесення в ґрунт азотних і фосфатних добрив не потребує, а калійні – можна не вносити в цьому році, проте слідкувати за ними в наступному році і за можливості їх внести.

Завдання 4.8. Розрахунок показників фізико-хімічних властивостей ґрунту
Таблиця 4.9
Фізико-хімічні властивості ґрунту
Шар ґрунту, см рН водний Обмінні основи (катіони) Ca2+Mg2+Сума увібраних основ, мг.-екв./100г Н+, мг.-екв./100г Ємність поглинання, мг.-екв./100г Ступінь насиченості ґрунту основами, % % Na+ від ємності вбирання Оцінка ґрунту за ступенем солонцюватості
Са2+ Mg2+ Na+ мг.-екв./100г % мг.-екв./100г % мг.-екв./100г % 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
0-20 7,0 13,5 64 4,8 22,7 2,8 13,3 2,8 21,1 1,0 22,1 95,5 12,7 середньо - солонцюватий
20-40 7,2 12,6 61,8 5,4 26,5 2,4 11,7 2,25 20,4 0,5 20,9 97,6 11,5 0-40 7,1 13,1 62,9 5,1 24,6 2,6 12,5 4,03 20,75 0,75 21,5 96,55 12,1 Для кожного шару ґрунту розрахувати дозу внесення вапна:
Для горизонту 0-20 см DCaCO3= 1300кг/га
Для горизонту 0-20 см DCaCO3= 700 кг/га
Для горизонту 0-20 см DCaCO3= 2025 кг/га
Визначити фактичну потребу у вапнуванні:
Для горизонту 0-20 см DCaCO3= відсутня, вапно не вносять.
Для горизонту 0-20 см DCaCO3= відсутня, вапно не вносять.
Для горизонту 0-20 см DCaCO3= відсутня, вапно не вносять.
Для кожного шару ґрунту розрахувати дозу внесення гіпсу:
Для горизонту 0-20 см D (CaSO4·2H2O)= 3,79 т/га
Для горизонту 20-40 см D (CaSO4·2H2O)= 3,26 т/га
Для горизонту 0-40 см D (CaSO4·2H2O)= 7,08 т/га
Висновок до завдання 4.8: в результаті розрахунків було виявлено, що внесення вапна даний ґрунт не потребує, а гіпс потрібно внести для горизонту 0-40 см дозою 7,08 т/га.
Завдання 4.9. Маса розрахункового шару ґрунту. Склад водної витяжки, сума токсичних солей і розрахунок промивної норми
Таблиця 4.10
Шар ґрунту, см Щільність ґрунту, г/см3 Маса розрахункового шару ґрунту, т/га Аніони, мг.-екв./100 г%Катіони, мг.-екв./100 г%СO2-3 НСО3- Сl- SO24- ƩА Са2+ Mg 2+ Na+ + К+ ƩK
0,03 0,061 0,0355 0,016 0,02 0,012 0,023 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
0-20 1,30 2600 0,50,0152,70,16473,00,10654,80,076811,00,3686,00,12003,50,04201,50,034511,00,196520-40 1,40 2800 0,30,0092,10,12812,00,0714,30,06888,70,27695,50,11002,10,02521,10,02538,70,160540-60 1,45 2900 0,70,0212,40,14641,80,06394,90,07849,80,30976,00,12002,70,03241,10,02539,80,177760-80 1,50 3000 1,00,032,90,17691,20,04265,00,0810,10,32957,00,14002,90,03480,20,004610,10,179480-100 1,55 3100 1,20,0363,30,20131,00,03555,20,083210,70,35607,50,15002,50,03000,70,016110,70,19610-100 1,44 14400 0,70,02222,70,16351,80,06394,80,077410,060,32806,40,12802,70,03290,90,021210,060,1820Продовження таблиці 4.10
Шар
ґрунту,
см Щільний розрахунковий залишок Сума токсичних солей Промивна
норма,
м3/га Втрати
урожаю,
%
% кг/га % кг/га 13 14 15 16 17 18
0-20 0,5645 14677 0,33 8580 6607 >80%;
50-80%;
до 20%
20-40 0,4374 12247,2 0,21 8400 6468 40-60 0,4621 13400,9 0,25 7250 5583 60-80 0,5089 15267 0,21 6300 4851 80-100 0,5521 17115,1 0,21 6510 5013 0-100 0,5050 72720 0,24 34560 26611 Таблиця 4.11
Визначення типу та ступені засолення ґрунту
Шар ґрунту, см Тип засолення Ступінь
засолення
За аніонним складом За катіонним складом Cl-SO24-HCO3-Cl-+SO24-Тип Na++K+Ca2++Mg2+Mg2+Ca2+Тип 1 2 3 4 5 6 7 8
0-20 0,625 0,346 Хлоридно-сульфатний 0,158 0,58 Магнієво-кальцієвий Слабо-засолений
20-40 0,465 0,333 0,145 0,38 40-60 0,367 0,358 0,126 0,45 60-80 0,240 0,468 0,020 0,41 80-100 0,192 0,532 Сульфатний 0,070 0,33 0-100 0,375 0,422 Хлоридно-сульфатний 0,100 0,42 Висновок до завдання 4.9: тип засолення за аніонним складом в шарі ґрунту 0-80 см є хлоридно-сульфатним, а в горизонті 80-100 см являється сульфатним. В цілому він є хлоридно-сульфатним. За катіонним складом тип засолення є однаковим в шарі ґрунту 0-100 см, являючись магнієво-кальцієвим. Ступінь засолення в результаті отримався слабозасоленим.
Врожайність при вирощуванні на даному ґрунті слабо солевитривалих культур знижуються більш, ніж 80%, середньосолевитривалих – 50-80%, а в сильно солевитривалих не перевищує 20%. Виходячи з цього на даному ґрунті доречно було б вирощувати тільки сильносолевитривалі культури (ячмінь, цукровий і кормовий буряк, ріпак, капусту листову, спаржу, шпинат), але якщо є необхідність вирощувати слабосолевитривалі (квасоля,горох, конюшина повзуча, редиска, селера) і середньосолевитривалі (жито, пшениця, сорго, соя, кукурудза, льон, соняшник), то необхідно промити ґрунт прісною водою, яку потрібно вносити нормою 9438 см3/га.

Завдання 4.10. Рішення тестових завдань

Дано:
h = 50см
dc = 1,47 г/см3
E = 15 мг.-екв./100г
S = 9 мг.-екв./100г E = H+S
H = E-S
H = 15-9 = 6 (мг.-екв./100г)
DCaCO3 = 50*Н* dc * h
DCaCO3 = 50*6*1,47*50 = 22050 кг/га
Так як рН = 6, то потреба у вапнуванні слабка, а тому потрібно внести ½ розрахункової дози = 11025 кг/га.
DCaCO3 - ?
Чи потрібне вапнування ? Відповідь: в) потребує, 11025 кг/га.

Дано:
h = 40 см
Wпрод = 0,8 МЗ
dc = 1,29 г/см3
КВ = 25,5% Wзаг = Wпрод + Wнепрод
Wнепрод = МЗ* dc* h
МЗ = ВВ = 2МАВ
НВ = 5МАВ
КВ = НВ + 5
НВ = 25,5 – 5 = 20,5 %
МАВ = 20,5/5 = 4,1%
МЗ = 2*4,1 = 8,2%
Wнепрод = 8,2*40*1,29 = 423,1 м3/га
Wпрод = 0,8*423 = 338,5 м3/га
Wзаг = 423,1 +338,5 = 761,6 м3/га = 762 м3/га
Wзаг - ? Відповідь: а) 762 м3/га
Д) МГВ = ВВ/1,5
МГВ – це максимальна кількість води, яку може поглинути ґрунт за умови заповнення пор ґрунту парами води.


ВИСНОВКИ
Під факторами та умовами ґрунтоутворення розуміються зовнішні по відношенню до ґрунту компоненти природного середовища, під впливом і за участю яких формується ґрунтовий покрив земної поверхні.
Фактори ґрунтоутворення – це об'єкти навколишнього середовища, які безпосередньо (матеріально) діють на материнські гірські породи.
Умови ґрунтоутворення – це явища навколишнього середовища, які впливають на ґрунтоутворення не безпосередньо, а через матеріальні фактори, сили і напрямок дії яких змінюється при зміні цих умов.
До умов ґрунтоутворення належать географічне розташування місцевості, рельєф та ін. Географічне розташування місцевості впливає на інтенсивність ґрунтоутворення через зміну клімату; рельєф – через перерозподіл атмосферних опадів, тепла на поверхні Землі; час – через нагромадження кількісних змін факторів.
Початок ученню про фактори та умови ґрунтоутворення поклав В.В. Докучаєв. Ним установлено, що формування ґрунтового покриву зв'язано з фізико-географічним середовищем та історією його розвитку. Він дав визначення поняття ґрунтів як поверхневих мінерально-органічних утворень, які мають власне походження і є результатом сукупної дії: 1) материнської гірської породи, 2) живих і мертвих організмів; 3) клімату; 4) рельєфу місцевості; 5) віку країни.
Після В.В.Докучаєва накреслилися різні підходи до оцінки ролі факторів у процесах ґрунтоутворення. Наприклад, К.Д.Глінка серед факторів ґрунтоутворення відводив провідну роль клімату й рослинності, хоча утворення рендзин (дерново-карбонатних ґрунтів) пояснював впливом переваги материнських порід. С.О.Захаров (1928) поділяв усі фактори на активні та пасивні. До активних він відносив біосферу, атмосферу і гідросферу, а до пасивних – материнську породу й рельєф місцевості.
У кінці 30-х років XX ст. почалася дискусія про головний, або провідний фактор ґрунтоутворення. В.Р.Вільямс, зокрема, віддавав перевагу біологічному.
Солонці, як і солончаки, не утворюють своєї ґрунтової зони, а трапляються окремими масивами, або латками (плямами) посеред ґрунтів іншого генезису. Фактично вони поширені на всіх континентах, де займають 77 млн га, а сукупно з солонцюватими ґрунтами – 212 млн га, з яких в Україні солонці займають 236 тис. га.
Солонці є класичним віддзеркаленням субаридних та аридних ландшафтів різних термічних поясів, де річна сума опадів коливається в межах 100–600 мм при КЗ 0,2-0,9. Найбільші їх масиви трапляються в суббореальному поясі і значно менші – в тропіках і субтропіках. Найсприятливішими для утворення солонців є ландшафтні топопозиції з вирівняним рельєфом – рівнини, низовини, великі тектонічні западини (Західносибірська, Прикаспійська, Придніпровська, Середньо-Дунайська та багато інших аналогічних низовин), низькі надзаплавні лесово-степові тераси річок, приозерні тераси тощо. Їх стратиграфічне літогенетичне наповнення (пухкі дрібноземисті леси і лесоподібні суглинки, засолені морські та озерні глини, засолені ґрунтолітогенні глини пліоцену, алювій тощо) також сприяють проявам солонцюватості, як і угруповання специфічної солонцевої флори: полин, кохія, камфоросма, ромашник, кермек та інші рослини з глибокою кореневою системою. На солонцях Лісостепу і Степу ростуть злаки роду Festuca (наприклад, типчак – вівсяниця бараняча) з поверхневою кореневою системою, яка сприяє їх задерновуванню. Характерним для галофітів є майже 20-разове переважання підземної фітомаси над надземною, їх підвищена зольність та помітна участь у складі золи Nа, Сl, S. Мікрофлора, проти зональних ґрунтів, є вочевидь збідненою, але поверхня солонців колонізується величезною кількістю різних видів водоростей.
Класичну теорію генезису солонців вперше розробив К.К. Гедройць. Його лабораторні експерименти і порівняльно-географічні дослідження в типовому за галогенезом регіоні Середньої Наддніпрянщини підтвердили, що «солонець виникає із солончаку». ГВК ґрунтів, засолених натрієвими сполуками, насичується Nа. Зниження вмісту солей при промиванні атмосферними опадами (або іншими шляхами) супроводиться зникненням електролітів-коагуляторів. У збіднені натрієм ґрунтові розчини витискується Na із ҐВК за реакцією Гедройця:
[ҐВК]2Nа+ + Са(НСO3)2 = [ҐВК]Са2++Nа2СO3 = 2Nа+ + 2OН- + Н2СO3.
Спричинена содою висока лужність ґрунтового розчину полегшує пептизацію органо-мінеральних колоїдів ґрунту, ініційовану увібраним натрієм. Переходячи в стан золю, вони легко мігрують вниз по профілю, а також руйнуються з утворенням SiO2, R2О3 та інших гідрооксидів. Продукти руйнування разом з органічними речовинами також перемішуються вниз і на певній глибині утворюють ілювіальний (солонцевий) горизонт вмивання.
При подальшому лужному гідролізі та вилуговуванні його продуктів солонці еволюціонують у ґрунти нового типу – солоді. Згідно з концепцією К.К. Гедройця, визначальним моментом у генезисі солонців є утворення соди – головного чинника підлужування, а отже, й пептизації ґрунтових колоїдів. Як видно з реакції К.К. Гедройця, сода з’являється в ґрунтовому розчині внаслідок витискування Nа+ з ҐВК іонами Н+ та Са2+, які містяться у ґрунтовому розчині.
Подальші дослідження І.М. Антипова-Каратаєва та В.А. Ковди показали, що схема Гедройця є поширеним, але не єдиним шляхом утворення солонців, які виникають не лише при розсоленні, а й при засоленні ґрунтів, якщо воно є содовим. Гідроморфний ґрунт, в якому продукується нехай у незначних кількостях, але перманентно, сода, формує стабільно сильно лужну реакцію ґрунтового розчину (рН 9 - 10). За таких ґрунтово-екологічних умов ҐВК неодмінно насичується на 60 - 80 % від ЄКО іонами натрію, чим, власне, й забезпечується формування суто солонцевого профілю ґрунтів з характерною Е-I-диференціацією внаслідок переміщення вниз пептизованого гідролітично лужною содою мулу. Сода, як і багато інших солей, виникає при вивітрюванні мінералів і мінералізації фіторешток. Зі специфічних шляхів її утворення, окрім реакції Гедройця, не менш поширеною в природі є також реакція Гільгарда: Nа2SO4 + СаСОз = Nа2СОз + СаSO4. Екологічно знаковим постачальником соди до ґрунту є також сульфатредукція, здійснювана анаеробними мікроорганізмами за низького ОВП у перезволожених ґрунтах, засолених сульфатами та енергетично збагачених органічними речовинами.
Д.Г. Віленський (1924) і К.Д. Глінка (1926) пов’язували генезис солонців із сучасним засоленням ґрунту під впливом мінералізованих підґрунтових вод і його періодичним розсоленням. Набуття ґрунтом солонцевих властивостей немалою мірою пов’язано зі специфікою ҐВК. Так, якщо його мінеральна частина представлена монтморилонітом або іншими гігрофільними сполуками, солонці набувають різко вираженої здатності до набухання, стають в’язкими, липкими та мають цілу низку інших екологічно несприятливих властивостей (В.А. Ковда; М.П. Панов). Подальшому осолодінню надсолонцевого горизонту суттєво сприяє глеє-елювіальний процес, який ініціюється періодичним перезволоженням поверхневої частини профілю талими та дощовими водами (С.П. Ярков). Дослідження в Причорномор’ї показали, що на початковій стадії осолонцювання лучних ґрунтів (утворення солонцю коркового) домінувала сіалітизація (оглинювання), а у міру трансформації грубизни надсолонцевого і солонцевого горизонтів прогресував перерозподіл між ними мулистих часток та ущільнення солонцевого HI-горизонту (Ю.Є. Кізяков).
М.П. Панов (1972) вважає солонці полігенетичним продуктом, що підтвердила О.М. Самойлова (1988) своїми узагальненнями, – їх профіль формується під впливом складної комбінації таких процесів, як:
осолонцювання: входження Na+ до ҐВК та надходження соди у ґрунтовий розчин спричинює його підлужування і пептизацію колоїдів;
осолодіння: руйнування пептизованих мінералів тонких фракцій, винесення продуктів руйнування і розчинної органічної речовини вниз за профілем;
глеє-елювіювання у надсолонцевому осолоділому горизонті;
дерновий ґрунтогенез у верхній частині надсолонцевого горизонту;
накопичення, в підсолонцевому горизонті легкорозчинних солей, гіпсу, карбонатів (в автоморфних солонцях – за рахунок виносу солей з верхньої частини профілю, а в гідроморфних і напівгідроморфних – з підґрунтових вод при їх випаровуванні);
оглеєння нижньої частини профілю гідроморфних солонців.
Значення вчення про фактори ґрунтоутворення виняткове, тому що знаючи співвідношення між типом і властивостями ґрунтів, з одного боку, і факторами ґрунтоутворення – з іншого, легше зрозуміти використання на практиці властивостей ґрунтового покриву, інтерпретувати дані досліджень, пояснити походження ґрунту, напрямок його розвитку.

СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ
Атлас почв Украинской ССР/ Под. ред. Н.К. Крупского и Н.И. Полупана. – Киев: Урожай, 1979.
Ґрунти і їх родючість: Підручник. – К.: Вища школа, 1993. – 287 с.: іл.
Ґрунтознавство з основами геології : навч. посіб. / О. Ф. Гнатенко, М. В. Капштик, Л. Р. Петренко, С. В. Вітвицький. - К. : Оранта, 2005. - 648 с.
Ґрунтознавство: Підручник / Д.Г. Тихоненко, М.О. Горін, М.І. Лактіонов та ін..; за ред. Д.Г. Тихоненка. – К.: Вища освіта, 2005. – 703 с.: іл.
Ґрунтознавство з основами геології: Назаренко І. І., Польчина С. М., Нікорич В. А.: Підручник. – Чернівці: Книги – ХХІ, 2008. – 504 с., Київ
Гудзь В.П.,Лісовал А.П.,Андрієнко В.О.,Рибак М.Ф.Землеробство з основами ґрунтознавства і агрохімії: Підручник. За редакцією В.П.Гудзя. Друге видання,перероблене та доповнене.-К.:Центр учбової літератури,2007.-408с.
Назаренко І.І., Польчина С.М. Нікорич В.А. Грунтознавство: Підручник. – Чернівці: Книги – XXI, 2004. – 400 с.
Полевой определитель почв / Под ред. Н.И.Полупана и Б.С. Носко. – К.: Урожай, 1981.
Польчина СМ. Грунтознавство. Головні типи грунтів. Ч. 1, 2. – Чернівці: Рута, 2000, 2001.
Сидякіна О.В., Драчова Н.І., Сидеренко О.Л., Лабораторний практикум з ґрунтознавства. Навчальний посібник. – Херсон: РВЦ «Колос», 2012-147с.
Сидякіна О.В.Тлумачний словник до дисципліни "Грунтознавство з основами геології” / О.В. Сидякіна, Н.І. Драчова. - Херсон: РВВ "Колос", 2008. 107 с.
Сидякіна О.В.Термінологічний словник до дисципліни "Ґрунтознавство з основами геології" / О.В. Сидякіна, Н.І. Драчова. - Херсон: РВВ "Колос", 2008. - 63 с.

Приложенные файлы

  • docx 817235
    Размер файла: 7 MB Загрузок: 2

Добавить комментарий