Органические и органоминеральные вещества в почвах.

Органическое вещество почв – это совокупность живой биомассы и органических остатков растений, животных, микроорганизмов, продуктов их метаболизма и специфических новообразованных органических и органно-минеральных веществ почвы – гумуса.

Потенциальными источниками органического вещества почв можно считать все компоненты биоценоза, которые попадают на поверхность почв или в почвенную толщу. В большинстве наземных биоценозов зеленые растения имеют наибольшую биомассу, превышающую биомассу беспозвоночных животных и микроорганизмов в несколько сотен раз, а позвоночных животных – в несколько тысяч раз. Поэтому надземный и корневой опад, а также продукты жизнедеятельности высших растений дают основной материал, из которого формируется органическое вещество почв. Остатки животных и микроорганизмов, богатые белками, играют существенную роль в накоплении азота в составе органического вещества почв.

Запасы биомассы в различных зонах изменяются в широких пределах. Они в таежно-лесной зоне составляют до 25–40 кг/м², причем корневая масса меньше надземной в 3–5 раз. Биомасса микроорганизмов доходит до 30 г/м², среди них преобладают грибы. Биомасса беспозвоночных колеблется от 3 г/м² в подзолистых почвах, ‑ до 90 г/м² в серых лесных.

Травянистая растительность степной зоны накапливает меньшую, чем леса, фитомассу – до 2,5 кг/м², причем корневая масса превышает надземную в 3–6 раз. В составе микрофлоры степных почв снижается доля грибов и возрастают численность и видовое разнообразие бактерий и актиномицетов. Биомасса беспозвоночных равна 12–16 г/м², среди них преобладают дождевые черви.

В пустынной зоне запасы фитомассы резко снижаются, причем доля корней в ее составе возрастает, и соотношение надземной и подземной масс становится 1:9. Уменьшается и общий уровень биологической активности почв. Однако в короткие периоды поступления влаги биологическая активность может быть очень высокой.

Количество и химический состав образующегося гумуса определяются содержанием общей биомассы, характером ее поступления (на поверхность или в почвенную толщу), зольным и биохимическим составами органических остатков. Так, наибольшее количество опада характерно для лесной зоны, потому логично было бы ожидать, что почвы этой зоны содержат больше гумуса, чем почвы степей. Однако это не так.

Лесной опад представлен в основном остатками древесной хвойной растительности и мхов. В его составе преобладают трудно разлагаемые органические соединения (лигнин, воска, смолы), содержится небольшое количество зольных элементов и азота. Разложение растительных остатков происходит преимущественно на поверхности почвы (так как преобладает надземный опад), часто при неблагоприятных климатических условиях (переувлажнение, довольно низкие температуры) при участии прежде всего грибной микрофлоры. В результате образуются главным образом кислые продукты разложения органических веществ, которые не закрепляются зольными элементами на месте образования и выносятся за счет внутрипочвенного и поверхностного стока в нижележащие горизонты и часто за пределы почвенного профиля, а не накапливаются в аккумулятивно-гумусовом горизонте.

Иная картина наблюдается в степной зоне. Хотя общее количество растительных остатков невелико, но представлены они травянистым опадом и корневыми остатками, сосредоточенных в верхнем корнеобитаемом горизонте , эти остатки богаты углеводами, белками, содержат значительное количество азота и зольных элементов, среди которых преобладают кальций и магний. Разложение остатков ведется в основном бактериальной микрофлорой в оптимальных гидротермических условиях верхних горизонтов почв. В результате трансформации формируются менее кислые продукты разложения органического вещества, которые практически полностью нейтрализуются зольными щелочноземельными металлами (Ca, Mg) и закрепляются на месте образования, взаимодействуя с минеральной частью почв. Такие органо-минеральные соединения не передвигаются с атмосферными осадками и накапливаются в гумусово-аккумулятивном горизонте почвенного профиля (А₁ – 1977, AY, AU, AJ ‑ 2004).

Превращение органических остатков в гумус совершается в почве при участии микроорганизмов, животных, кислорода воздуха и воды (рис. 2). Остатки зеленых растений, попадающие в почву или находя-

Рис. 2. Средний состав органического вещества почвы (Почвоведение, 1988).

1 – нерастворимый остаток (гумин); 2 – неспецифические вещества; 3 – фульвокислоты; 4 – гуминовые кислоты.

щиеся на ее поверхности, разлагаются микроорганизмами и используются ими как источник питания.

В составе гумуса почвы выделяют две группы соединений (рис. 2): негумусовыевещества (или неспецифические органические вещества), входящие в состав органических остатков или являющиеся промежуточными продуктами их разложения; собственногумусовые вещества.

Негумусовые вещества составляют не более 10–15% от массы гумуса. Эта группа соединений представлена белками, углеводами, липидами, лигнином, восками, смолами, дубильными веществами, пигментами и т.д. и продуктами их частичного разложения.

Собственно гумусовые вещества составляют 80–90% от массы гумуса и включают специфические органические соединения: гуминовые кислоты, фульвокислоты и негидролизуемый остаток (гумины).

В процессе разложения растительные остатки теряют анатомическое строение, составляющие их вещества переходят в более простые соединения. Часть этих соединений полностью минерализуетсямикроорганизмами до СО₂, Н₂О и других минеральных соединений, частьусваивается новыми поколениями животных и микроорганизмов. Наконец, некоторая часть промежуточных продуктов разложения в результате биохимической трансформации, поликонденсации (полимеризации) превращается в специфические высокомолекулярные соединения – гумусовые кислоты. Биохимический процесс их образования называется гумификацией.

По Л. Н. Александровой (1980), гумификация – сложный биофизико-химический процесс трансформации промежуточных высокомолекулярных продуктов разложения органических остатков в особый класс органических соединений – гумусовые кислоты.

Работами Н. А. Красильникова (1958), Е. Н. Мишустина (1975) установлена определенная последовательность смены групп микроорганизмов на разных стадиях разложения остатков и образования гуминовых веществ:

Плесневые Споровые Целлюлозные Актиномицеты

грибы бактерии миксобактерии

и неспороносные

бактерии

Развитие тех или иных групп микроорганизмов определяется в значительной мере зольным и биохимическим составами растительных остатков. Плесневые грибы и сапрофитные бактерии, участвующие на первой стадии гумификации, используют наиболее доступные органические вещества: углеводы, аминокислоты, простые белки и доступную часть целлюлозы. Позднее появляются целлюлозные миксобактерии. Они способны использовать в качестве источника питания разнообразные углеводы, но азот усваивают только в минеральных формах (нитраты, аммоний). Появляющиеся в конце процесса гумификации актиномицеты потребляют уже трудно разлагаемые компоненты растительных тканей, а также новообразованные гуминовые вещества.

Процесс гумификации широко распространен в природе. Гумусовые кислоты обнаруживают в торфах, сапропелях, каменных углях, нефти.

В отличие от гумификации процесс образования гумуса – гумусообразование – является сугубо почвенным. Он представляет собой совокупность процессов разложения исходных органических остатков различной природы, синтезавторичных форм микробной плазмы, гумификациипромежуточных продуктов разложения органических остатков и закрепления образующихся продуктов гумификации минеральной частью почвы – с образованием специфических органно-минеральных соединений почв (ОМС).

Таким образом, гумусом называют сложный динамичный комплекс органических и органоминеральных соединений, образующихся путем разложения и гумификации органических остатков в почве.

Содержание гумуса в верхних горизонтах различных типов почв колеблется от 1–2% (как в подзолистых почвах) до 12–14% (как в черноземах). Оно может резко или постепенно уменьшаться с глубиной.

Гуминовые кислоты (ГК) – высокомолекулярные азотсодержащие органические кислоты циклического и гетероциклического строения.

Они растворяются хорошо в щелочах и водном растворе аммиака, слабо в воде и не растворяются в кислотах.

Осаждаются из щелочных растворов кислотами и 2–3-валентными катионами (Ca, Mg, Al, Fe) в виде аморфного хлопьевидного осадка. Гуматы (соли ГК) одновалентных катионов (Na) хорошо растворимы в воде и подвижны.

Окраска растворов ГК – от вишнево-коричневой до черной. В твердом виде ГК представляют собой черный блестящий порошок.

ГК имеют следующий усредненный элементный состав (в %):

С – 50–62, Н – 3–7, О – 30–40, N – 2–6.

Содержание углерода в составе молекул ГК возрастает от подзолистых почв к черноземам, где оно максимально, а содержание кислорода – наоборот, уменьшается.

Молекула ГК имеет сложное двухчленное строение.

Строение гуминовой кислоты по Горбунову (1948).

Она состоит из ядра, представленного ароматическими и гетероциклическими соединениями типа бензола, фурана, пиридина, индола. Ядро окружено периферическими алифатическими цепями, в состав которых входят углеводные, аминокислотные и углеводородные компоненты.

Степень уплотненности ароматических компонентов нарастает в процессе гумификации и по мере зрелости ГК, что ведет к уменьшению их подвижности. Рыхлое «губчатое» строение молекул ГК, наличие множества пор определяют их способность к набуханию и адсорбции.

Ядро молекул ГК обладает гидрофобными свойствами, а периферические цепочки – гидрофильными.

Кислотная природа молекул ГК обусловлена рядом кислых функциональных групп: карбоксильных (СООН), фенольных и спиртовых (ОН), метоксильных (ОСН₃), водород которых может замещаться катионами оснований.

Молекулярная масса ГК лежит в пределах 60 000–100 000.

Фульвокислоты (ФК) – группа кислот, остающаяся в растворе после осаждения ГК. Так же, как и ГК, они являются высокомолекулярными азотсодержащими органическими кислотами сложного строения.

В структуре ФК, подобно ГК, присутствуют ароматические и алифатические группы, но ядерная часть их выражена менее ярко, преобладают боковые алифатические цепи.

ФК имеют большее, чем ГК, количество карбоксильных и фенолгидроксильных функциональных групп, водород которых может диссоциировать и участвовать в реакциях обмена, поэтому емкость поглощения катионов у ФК выше, чем у ГК, и составляет 800–1250 м-экв/100 г вещества.

ФК хорошо растворяются в кислотах, щелочах, воде. Водные растворы ФК имеют сильнокислую реакцию (рН 2,6–2,8), обладают большой агрессивностью и являются активными агентами разрушения первичных и вторичных минералов.

Элементный состав ФК варьирует в следующих пределах (в %):

С – 40–52, Н – 4–5, О – 40–48, N – 3–4.

Наряду с ГК и ФК в групповом составе гумуса выделяют негидролизуемый остаток, ранее называемый гумином. Современные исследования показали, что гумин представляет собой совокупность ГК и ФК, прочно связанных с минеральной частью почвы, а также трудно разлагаемых компонентов остатков растений: целлюлозы, лигнина, углистых частиц.

Большое значение в формировании генетического профиля и свойств почв имеют органоминеральные производные. Л. Н. Александрова объединила их в следующие группы:

1) гетерополярные соли низкомолекулярных органических кислот;

2) гетерополярные соли гумусовых кислот с щелочными и щелочноземельными металлами;

3) комплексно-гетерополярные соли органических кислот и веществ фенольной и полифенольной природы с железом, алюминием, марганцем и другими металлами;

4) адсорбционные органоминеральные комплексы.

Первую группу составляют легкорастворимые соли щавелевой, янтарной, молочной, лимонной, уксусной и других низкомолекулярных органических кислот с катионами щелочных и щелочноземельных металлов.

Во вторую группу входят соли ГК и ФК, называемые гуматами и фульватами щелочных и щелочноземельных металлов.

Механизм их образования заключается в обменной реакции между водородом кислых функциональных групп гумусовых кислот, способных к обменным реакциям в условиях данной реакции почв, и катионами. Обменная реакция протекает в эквивалентных количествах и обратима. Емкость обменной сорбции зависит от реакции среды и природы гумусовых кислот. По мере ослабления кислотности среды до рН 7 возрастает степень диссоциации карбоксильных групп, при дальнейшем подщелачивании среды в реакцию обменного солеобразования вступают фенольные гидроксилы. В образовании гуматов и фульватов принимают участие зольные элементы растений, освобождающиеся при разложении, простые соли, находящиеся в почвенном растворе, обменные катионы диффузного слоя почвенных коллоидов и основания, входящие в состав кристаллических решеток первичных и вторичных минералов и способные к обмену.

Растворимость гетерополярных солей гумусовых кислот различна. Гуматы кальция и магния нерастворимы в воде и образуют устойчивые гели, обволакивающие минеральные частицы и склеивающие их в агрегаты. Гуматы аммония, калия и особенно натрия хорошо растворимы в воде. При увлажнении почв они легко переходят в состояние золя, приобретая подвижность.

Фульваты всех щелочных и щелочноземельных металлов хорошо растворимы в кислой, нейтральной и слабощелочной средах. Лишь в сильнощелочной среде при рН > 10 фульваты кальция и магния выпадают в осадок.

Третью группу образуют комплексные соли, которые синтезируются при взаимодействии неспецифических органических кислот и гумусовых кислот с поливалентными металлами (железом, алюминием, медью, никелем, цинком).

Металлы в комплексных солях входят в состав анионной части молекул и не способны к обменным реакциям:

Оставшиеся свободными карбоксильные и фенолгидроксильные группы способны к обменным реакциям с катионами щелочных и щелочноземельных металлов:

Полученные соединения называют комплексно-гетерополярными солями. Такие комплексы ГК связывают железа от 50 до 150 мг/г ГК, алюминия – от 27 до 55 мг/г ГК. ФК имеют большую емкость. Они связывают в комплекс до 250 мг Fe/г ФК и до 140 мг Al/г ФК.

Четвертую группу составляют адсорбированные органоминеральные соединения: алюмо- и железогумусовые, глинисто-гумусовые комплексы.

Алюмо- и железогумусовые сорбционные комплексы. С одной стороны, ГК могут сорбироваться гелями полуторных оксидов, образующими сгустки, пленки и конкреции в почвах, с другой – гели ГК могут сорбировать на своей поверхности золи полуторных оксидов. И те, и другие могут выпадать в осадок, коагулировать в процессе взаимодействия.

Глинисто-гумусовые комплексы. Минеральная часть почвы имеет огромную суммарную поверхность, на которой протекают многие адсорбционные процессы. Взаимодействие ГК или гуматов с обменными катионами Ca²⁺, Mg²⁺ глинистых минералов носит обменный характер. Образующийся вновь гумат не связан с кристаллической решеткой минералов, он выпадает в осадок на ее поверхности. Глинисто-гумусовые комплексы образуются не через главные валентности, а в процессе склеивания (адгезии) поверхностей при дегидратации компонентов. Процесс склеивания осуществляется за счет межмолекулярных сил.

Прочность связи гумусовых кислот с минералами зависит от гидротермических условий, минералогического состава. Дегидратация, соли кальция и минералы группы монтмориллонита способствуют образованию устойчивых малоподвижных органоминеральных соединений. Повышенное увлажнение или обогащение почв солями щелочных металлов (особенно карбонатами натрия) ведет к пептизации органоминеральных соединений и повышает их подвижность в почвенном профиле.

От содержания органического вещества зависят физические свойства (особенно агрегатное состояние, которым связаны водный, воздушный и тепловой режимы почв) и физико-химические (прежде всего буферность почв, емкость катионного обмена). Кроме того, органическое вещество почв является непосредственным источником для растений многих питательных элементов, главным образом азота, а также содержит физиологически активные соединения, повышающие продуктивность растений.

Для более полной оценки органического вещества почв введено понятие гумусного состояния. Гумусное состояние почв – совокупность морфологических, общих запасов, свойств органического вещества и процессов его создания, трансформации и миграции в почвенном профиле. Система показателей, оценивающих гумусное состояние почв включает: уровни содержания и запасов органического вещества почв;

его профильное распределение;

обогащенность азотом;

степень гумификации;

типы гумусовых кислот и их особые признаки и свойства.

Роль органического веществапроявляется, начиная с первых этапов почвообразования (биологическое, химическое, физическое выветривание горных пород, первичных и вторичных минералов). Велика роль его и в формировании почвенного профиля, свойств почв (физических, физико-химических, буферности, поглотительной способности и др.) во всех природных зонах. Органическое вещество почв (или органические удобрения) может служить непосредственным источником элементов питания или оказывать влияние на показатели плодородия. Следует также указать на важную биогеохимическую роль органических веществ почвы в земной коре (концентрация и миграция большей части Fe, Al, микроэлементов в форме сложных органоминеральных соединений).

Свойства почв

Плодородие почв.

Под плодородием понимают способность почвы обеспечивать рост и воспроизводство растений в определенных экологических условиях и при конкретных управляющих воздействиях (технологиях).

Выделяют несколько категорий плодородия, которые можно представить в виде схемы:

Естественное (природное) плодородие – то плодородие, которым обладает почва в природном состоянии без вмешательства человека.

Искусственное (антропогенное) плодородие – плодородие, которое приобретает почва в результате действия на нее целенаправленной человеческой деятельности (обработка, мелиорация, применение удобрений и др.).

Потенциальное плодородие – суммарное плодородие почвы, определяемое ее свойствами, как приобретенными в процессе почвообразования, так и созданными или измененными человеком.

Эффективное плодородие – та часть потенциального плодородия, которая реализуется в виде урожая растений при данных климатических условиях и агротехнике.

Экономическое плодородие – экономическая оценка почвы в связи с ее потенциальным плодородием и экономическими характеристиками конкретного поля.

К параметрам, характеризующим плодородие, относятся: тип почвы; гранулометрический состав; кислотность (обменная и гидролитическая, рН); степень насыщенности основаниями; содержание, запасы и тип гумуса; поглотительная способность; структурность, гидрофизические и тепловые свойства; содержание и запасы подвижных соединений азота, фосфора, калия; биологическая активность почв.

Рассматривая окультуренность как степень соответствия свойств и режимов почвы требованиям, предъявляемым культурами, можно принять, что параметры свойств почв разной степени окультуренности одновременно являются и мерой уровня плодородия на данной ступени развития земледелия, с его теоретическим, организационным, материально-техническим, экономическим и социальным базисом.

В настоящее время накоплен достаточный практический опыт, который позволяет выделить ряд диагностических параметров степени окультуренности почв.

Диагностические показатели степени окультуренности почв (Ковда, Розанов, 1988)

Для выделения градаций разных типов почв по степени окультуренности установлены показатели, которые хорошо коррелируют с урожайностью культур.

Для дерново-подзолистых почв это комплексный агрохимический балл, который включает значения кислотности, содержание гумуса и подвижных соединений N, P, K.

Для низкого, среднего и высокого уровня плодородия черноземов используют значения нитрификационной способности почвы, которая, как правило, коррелирует с урожайностью зерновых культур.

Очень важно знать системы управления плодородием почв в зависимости от цели управления. Первый вариант ориентирован на непосредственное изменение регулируемых показателей почв и компенсацию их отклонений от заданных значений.

По этому принципу осуществляется регулирование почв по рН, содержанию гумуса, элементов питания и т.п. Его достоинство – прямое использование нормативов по отдельным показателям.

В другом варианте целью управления плодородием является развитие самого растения (ценоза). Важен сам факт отклонения, как сигнал для коррекции входных переменных (подкормки в период вегетации, удобрения с регулируемой растворимостью).

В природных биогеоценозах почва и растения также тесно связаны. Рост и продуктивность фитоценозов зависят от естественного плодородия почвы и влияющих на него почвенных свойств (кислотность, содержание доступных форм биофильных элементов, аэрация и др.), а растения в свою очередь оказывают большое воздействие на свойства почвы (запасы органического вещества, поглотительная способность, буферность).

Поглотительная способность почв (ПСП).

ПСП ‑ способность поглощать, т.е. переводить в состав твердой фазы, газы, пары воды, взвешенные частицы, молекулы и ионы, находящиеся в почвенном растворе и почвенном воздухе.

ПСП неразрывно связана с наличием высокодисперсных частиц – коллоидов.

Коллоиды – это двухфазные системы, состоящие из дисперсной фазы (массы коллоидных частиц) и дисперсионной среды (почвенный раствор).

Частицы больше 0,01 мм вообще не обладают ПСП.

Слабая поглотительная способность появляется у частиц меньше 0,001 мм (илистых). Максимальная характерна для коллоидных частиц размером меньше 0,0001 мм.

Содержание коллоидных частиц в почвах различно: от 1–2 до 30–40% от массы почвы.

Эти частицы образуются путем либо раздробления более крупных (что свойственно для минеральной части), либо соединения нескольких молекул в ассоциаты.

Главными особенностями почвенных коллоидов являются очень большая величина удельной поверхности (несколько тысяч квадратных метров на 1 г вещества), а также наличие двойного электрического слоя ионов на границе раздела между твердой фазой и дисперсионной средой (почвенным раствором).

Удельная поверхность – это суммарная площадь поверхности почвенных частиц, отнесенная к единице массы или объема. Выражается в квадратных метрах на 1 г или 1 см³ почвы. С увеличением поверхности возрастает и площадь соприкосновения двух реагирующих систем, что ведет к большей скорости взаимодействия.

Наличие двойного электрического слоя ионов на границе раздела фаз (твердая фаза – раствор) в гетерогенных дисперсных системах является следствием особенностей строения коллоидов.

При дроблении более крупных минеральных частиц разрываются ковалентные химические связи между атомами в кристаллической решетке минералов. В местах разрыва связи становятся нескомпенсированными и на поверхности вновь образовавшейся более мелкой частички появляется заряд.

Заряд может быть как положительный, так и отрицательный.

Внутренняя часть (ядро) чаще всего состоит из агрегатов аморфного или кристаллического вещества.

Это:

аллофаны, свежеосажденные гидроксиды Al, Fe, Mn, гидраты кремнезема и их комплексные осадки – коагели;

глинистые минералы: каолинит, галлуазит, иллит, вермикулит, монтмориллонит и др.),

а также из ассоциатов молекул гуминовых веществ и органоминеральных комплексов.

Поверхности заряженных частиц окружены почвенным раствором, содержащим положительно и отрицательно заряженные ионы – катионы и анионы.

Схема строения коллоидной мицеллы по Горбунову (1948).

Естественно, что у поверхности заряженной частицы будут концентрироваться ионы противоположного знака, образуя компенсирующий слой ионов, которые не полностью нейтрализуют заряд потенциалопределяющего слоя. Компенсирующий слой подразделяется на: неподвижный (адсорбционный) слой ионов, непосредственно взаимодействующий с поверхностью частицы и прочно с нею связанный, и диффузный слой, в котором ионы имеют знак ионов компенсирующего слоя, но менее прочно связаны с поверхностью частицы и более подвижны.

В результате диффузного строения слоя противоионов толщина гидродинамического слоя становится больше δ^" > δ^' и таким образом, скачком потенциала на границе фаз, находящихся в движении одна относительно другой, будет не полный скачок потенциала φ (термодинамический потенциал), а только некоторая часть его ζ = φ-ε. Величина ζ носит название электрокинетического или дзета-потенциала, а ε – называется адсорбционным потенциалом. Чем больше размыт слой , тем больше величина ζ-потенциала. Если слой предельно сжат, т.е. φ = ε, то ζ = 0.

Отрицательно заряженные коллоиды, содержащие в компенсационном слое катионы, называют ацидоидами.

Положительно заряженные коллоиды, в компенсационном слое которых находятся анионы, называют базоидами.

В почвах имеются также амфолитоиды– коллоиды, проявляющие в зависимости от условий среды или базоидные, или ацидоидные свойства. Основная масса коллоидов почв – ацидоиды, содержащие в диффузном слое катионы, способные к обменным реакциям.

Наличие электрического заряда у коллоидных частиц обусловливает электрокинетические свойства, главнейшими из которых являются коагуляция и пептизация.

Коллоиды могут находиться в двух состояниях: золя (коллоидного раствора) и геля (коллоидного осадка).

Коагуляция– переход коллоида из состояния золя в состояние геля. При этом коллоиды теряют заряд, что способствует слипанию их в агрегаты.

Коагуляция вызывается действием электролитов, ионы которых несут противоположный знак заряда. По коагулирующей способности катионы располагаются в следующий ряд: Li⁺ < Na⁺< K⁺< NH₄⁺ < Mg²⁺ < Ca²⁺ < H⁺ < Fe³⁺ < Al³⁺, а анионы: Cl^– < SO₄^2– < PO₄^3–.

Помимо электролитов, коагуляция коллоидов может осуществляться при взаимодействии двух коллоидных систем, несущих противоположные заряды, а также при высушивании или замораживании, вследствие дегидратации гидрофильных коллоидов.

Особым видом коагуляции является тиксотропия – явление, при котором масса геля не отделяется от дисперсионной среды, а образует студень, способный возвращаться в состояние золя при механическом воздействии (явление, характерное для зоны с вечной мерзлотой).

Пептизация– переход из состояния геля в состояние золя.

Она вызывается действием как электролитов, так и неэлектролитов, растворенных в жидкости. Растворенное вещество вызывает пептизацию в том случае, если его молекулы или ионы адсорбируются на поверхности данных частиц, образуя вокруг них довольно прочную адсорбционно-сольватную пленку или двойной электрический слой. В почвах пептизация вызывается заменой ионов диффузного слоя другими ионами с меньшей валентностью. В результате такой замены толщина диффузного слоя увеличивается, дзета-потенциал возрастает, растет и толщина гидратной оболочки вокруг частиц, что приводит к разрыву связей между ними. В результате осадок переходит в состояние суспензии или золя.

Выделяют пять видов поглотительной способности почв: механическую, биологическую, физическую, химическую и физико-химическую.

Механическая ПСП – свойство почвы задерживать в своей толще поступающие с водным или воздушным потоком твердые частицы, размеры которых выше диаметра почвенных пор. В данном случае почвы выполняют функцию сита.

Биологическая ПСП вызвана способностью живых организмов, обитающих в почвах, поглощать элементы, необходимые для их жизнедеятельности. Она имеет ряд особенностей: избирательность поглощения; поглощение химических элементов происходит против градиента концентрации.

Физическая ПСП – способность почвы увеличивать концентрацию молекул растворенных веществ у поверхности твердых тонкодисперсных частиц за счет молекулярного притяжения между твердыми частицами почвы и веществами, находящимися в воде в виде истинных или коллоидных растворов.

Поверхностная энергия системы твердая частица ‑ раствор измеряется произведением поверхностного натяжения, возникающего на границе соприкосновения дисперсной фазы с дисперсионной средой, на суммарную поверхность частиц дисперсной фазы. Чем больше суммарная поверхность, тем выше поверхностная энергия. В результате растет величина молекулярного притяжения.

Химическая ППС обусловлена образованием в результате происходящих в почве химических реакций трудно растворимых соединений, выпадающих из раствора в осадок на поверхности твердой фазы:

[ППК^2–] Ca²⁺ + Na₂SO₄ [ППК^2–] 2Na⁺ + CaSO₄ ,

[ППК^2–] Ca²⁺ + 2NaHCO₃ [ППК^2–] 2Na + Ca(HCO₃)₂,

Ca(HCO₃)₂ + H₂O CaCO₃ + H₂O,