Buforowość gleb

Z Wikipedii, wolnej encyklopedii
Skocz do: nawigacja, szukaj

Buforowość gleby – zdolność do utrzymywania stałego pH gleby (odczynu), konsekwencja działania różnych roztworów buforowych (przede wszystkim buforu wodorowęglanowego) i buforów wymiany jonowej (sorpcja jonów H+ przez glebowe kompleksy sorpcyjne)[1]. Duże znaczenie ma również buforowość związana z procesami biodegradacji biomasy (detrytusu), opisana dotychczas mniej dokładnie[2][3].

Pojęcie „buforowanie gleb” bywa niekiedy stosowane jako określenie wszystkich procesów zachodzących w ekosystemie glebowym, odpowiedzialnych za utrzymywanie równowagi ekologicznej, w tym przeciwdziałających zmianom składu roztworu glebowego (np. zmianom stężenia innych kationów w czasie nawożenia)[4]

Bufory słaby kwas–sól i słaba zasada–sól[edytuj kod]

Działanie buforów najczęściej jest ilustrowane przykładem roztworu zawierającego słaby kwas (zgodnie z teorią Brønsteda – donor H+) i silną zasadę (akceptor H+):

HA(aq) + H2OH3O+(aq) + A(aq)
XA ⇌ X+(aq) + A(aq)

Po częściowej dysocjacji składników układu ustala się równowaga silnie przesunięta w stronę kwasu (HA) – dobrze zdysocjowana sól blokuje dysocjację słabego kwasu. Wartość pH w stanie równowagi zależy od stałej dysocjacji kwasu (Ka) oraz od stężeń molowych donora i akceptora (równanie Hendersona-Hasselbalcha):

Poziom pH utrzymuje się dopóty, dopóki nie zostanie przekroczona pojemność buforowa, zależna od stałej równowagi reakcji buforowej i od stężenia czynnika słabo dysocjującego.

Bufor wodorowęglanowy[edytuj kod]

W buforze wodorowęglanowym donorem (protonodawcą) jest kwas węglowy (H2CO3), a akceptorem (protonobiorcą) anion HCO3). Podstawowe znaczenie mają reakcje rozpuszczania wapieni (CaCO3). Od szybkości tego procesu zależy szybkość buforowania[2]. W czasie dodawania mocnych kwasów i zasad zachodzą np. reakcje:

HCO3 + H3O+H2CO3 + H2O
H2CO3 + OHHCO3 + H2O

Charakterystyka według Ullmana (1981, 1983)[2]:

  • zakres buforowania: pH = 6,2–8,0,
  • pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:
– 150 kmol H+ · % CaCO3 (buforowanie kwasu węglowego),
– 300 kmol H+ · % CaCO3 (buforowanie silnych kwasów).

Bufor krzemianowy[edytuj kod]

Buforowanie z udziałem krzemianów jest złożonym procesem wieloetapowym, w którym wiązanie H+ zachodzi m.in. w czasie wietrzenia glinokrzemianów (np. anortyt, kaolinit) z uwolnieniem kationów zasadowych lub adsorpcji kationów w powstających materiałach ilastych. Końcowymi produktami procesu są tlenki Al, Fe i Mn i niezdysocjowane kwasy krzemowe.

Charakterystyka według Ullmana (1981, 1983)[2]:

  • zakres buforowania: pH = 5,0–6,2,
  • pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:
– przeciętnie 75 kmol H+ · % krzemianów.

Bufor glinowy[edytuj kod]

Działanie buforu glinowego jest ilustrowane równaniem:

AlOOH + 3H+ = Al3+ + 2H2O

w którym AlOOH oznacza odpowiednie fragmenty minerałów ilastych lub uwodnione tlenki Al. Buforowanie wiąże się z obecnością toksycznego dla roślin jonu Al3+ w roztworze glebowym.

Charakterystyka według Ullmana (1981, 1983)[2]:

  • zakres buforowania: pH = 2,8–4,2,
  • pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:
– przeciętnie 100–150 kmol H+ · % frakcji ilastej.

Bufor żelazowy[edytuj kod]

Działanie buforu żelazowego jest ilustrowane równaniem charakteryzującym wybielanie gleby:

FeOOH + 3H+ = Al3+ + 2H2O

w którym FeOOH oznacza odpowiednie fragmenty sieci tlenków i wodorotlenków Fe.

Charakterystyka według Ullmana (1981, 1983)[2]:

  • zakres buforowania: pH = 2,4–3,8,
  • pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:
– przeciętnie 270 kmol H+ · % Fed (wolne tlenki, ulegające ekstrakcji z zastosowaniem Na2S2O4).

Bufor wymiany jonowej (sorpcyjny)[edytuj kod]

Bufory sorpcyjne tworzą bardzo zróżnicowane stałe cząstki kompleksu sorpcyjnego[3][5]:

Na powierzchni wysyconych zasadami cząstek mineralnych zachodzą pod wpływem kwasów różne procesy wymiany jonów, np. wymiany Ca2+ i Mg2+ na równoważną liczbę jonów H+, a pod wpływem zasad – wymiana jonów H+ na inne kationy[2][5].

Charakterystyka według Ullmana (1981, 1983)[2]:

Czynniki ekologiczne[edytuj kod]

Obieg azotu w ekosystemach składa się z wielu reakcji chemicznych i biochemicznych, przebiegających z udziałem H+ lub kationów zasadowych. Stabilność pH gleby jest konsekwencją równowagi ekologicznej, obejmującej procesy tworzące wszystkie cykle biogeochemiczne, w tym m.in. chemiczne, biologiczne i mechaniczne wietrzenie skały macierzystej, umożliwiające uzupełnianie zasobów jonów zasadowych w obiegu

Poza zmierzającymi do równowagi termodynamicznej reakcjami chemicznymi i procesami fizykochemicznymi w każdej glebie zachodzą procesy biologiczne. Biorą w nich udział liczne organizmyproducenci, konsumenci, reducenci) – uczestniczące w obiegu wody i biogennych pierwiastków w ekosystemie. Częścią ekosystemu, jakim jest np. naturalny las jest gleba, charakteryzująca się określonym profilem. Jest on układem genetycznych poziomów, który ukształtował się w długotrwałym procesie sukcesji ekologicznej, prowadzącym do stanu równowagi ekologicznej. Na określonym podłożu mineralnym w ustalonych warunkach klimatycznych powstaje odpowiadająca tym warunkom biocenoza i charakterystyczna gleba, z wartościami pH charakterystycznymi dla poszczególnych poziomów. Skuteczne działanie tak rozumianego buforu ekologicznego wymaga długiego czasu. W ekosystemach przekształconych przez człowieka, np. agrocenozach, utrzymanie właściwych wartości pH powinny umożliwiać odpowiednie zabiegi agrotechniczne[6][7].

Badania właściwości buforowych[edytuj kod]

W praktyce laboratoryjnej lub w czasie badań terenowych stosuje się wiele różnych metod pomiarów, dostosowanych do konkretnych zadań badawczych. Metodą bardzo popularną jest wyznaczanie kształtu „krzywych buforowych” – zależności pH-metrycznie wyznaczanego odczynu od ilości odczynnika – roztworu kwasu lub zasady – dodanego do badanej próbki. Różnica między klasycznym miareczkowaniem potencjometrycznym i rejestracją krzywych buforowych dotyczy przede wszystkim czasu trwania oznaczenia. W przypadku badania gleb trzeba uwzględnić czas osiągania stałej wartości pH po dodaniu porcji kwasu lub zasady (czas między wprowadzaniem kolejnych porcji odczynnika wynosi niekiedy > 1 godz). Stosuje się np. procedurę polegającą na równoczesnym dodawaniu różnych porcji odczynników do serii badanych próbek, a następnie – po upływie czasu niezbędnego do ustalenia się równowagi (zwykle 24 godz) – oznaczeniach pH całej serii roztworów[2][5].

Porównywanie zdolności buforowania różnych gleb wykonuje się m.in. metodą Arreheniusa. W czasie badań działaniu odczynników o różnym składzie (kwasów i zasad) poddaje się próbki ocenianych gleb i próbki wzorcowe – np. nie zawierający kompleksu sorpcyjnego piasek kwarcowy. Sporządzane są wykresy zależności pH roztworów (próbki pobrane znad badanej gleby i piasku) od ilości dodanego kwasu lub zasady. Powierzchnie zawarte między oboma wykresami są nazywane powierzchniami buforowania. Mała powierzchnia buforowania kwasów występuje np. w przypadku gleb bezwęglanowych; w takich glebach może występować próchnica, zapewniająca duże zdolności buforowe w zakresie zasadowym. Dużą powierzchnią buforowania w obu zakresach (zasadowym i kwaśnym) charakteryzują się gleby zasobne w sorbenty próchnicze i mineralne[2].

3
Powierzchnie buforowe dwóch próbek gleby; linie czerwone – piasek kwarcowy, czarne – dwie próbki gleby
Laboratoryjna ocena zdolności buforowych

Przypisy

  1. Buforowość gleby (pol.). W: Ekologia.pl – Polski Portal Ekologiczny [on-line]. [dostęp 2012-06-12].
  2. a b c d e f g h i j Renata Bednarek, Helena Dziadowiec, Urszula Pokojska, Zbigniew Prusinkiewicz: Badania ekologiczno-gleboznawcze. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 2004, s. 198–221. ISBN 83-01-14216-2.
  3. a b Mariusz Fotyma, Stanisław Mercik: Chemia rolna. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 1992, s. 38–45.
  4. Mariusz Fotyma, Stanisław Mercik, Antoni Faber: Chemiczne podstawy żyzności gleb i nawożenia. Warszawa: PWRiL, 1987.
  5. a b c Mieczysław Koter: Chemia rolna. Warszawa: Państwowe Wydawnictwo Naukowe, 1976, s. 187–191.
  6. Środowisko naturalne. W: Tadeusz Stefanowicz: Wstęp do ekologii i podstaw ochrony środowiska. Poznań: 199, s. 126 141. ISBN 83-7143-066-3.
  7. Anna Kalinowska: Ekologia – wybór przyszłości. Warszawa: Editions Spotkania. ISBN 83-7115-027-X.