Під родючістю розуміють здатність грунтів задовольняти потребу рослин у воді і поживних речовинах. Важливими чинниками, що визначають родючість грунтів, є також світло і тепло.

Умови, що визначають родючість грунту, можуть бути прямими, що безпосередньо впливають на ріст і розвиток рослин, і непрямими. До прямих умов відносяться запаси доступної води, аерація, реакція середовища, форма і кількість доступних елементів живлення та їх співвідношення. До непрямих умов можуть бути віднесені: кількість мікроорганізмів, глибина залягання обмежуючих коренезаселений шар грунту щільних горизонтів, характер обробки грунту. Прямі і непрямі умови взаємопов'язані і мають вплив на врожайність рослин.

Кожна окрема умова, або фактор життя рослин, може бути недостатнім (мінімальним) для росту рослин, оптимальним (коли спостерігається найбільший урожай рослин) і надлишковим, максимальним (коли спостерігається токсикоз і врожайність рослин зменшується). Для будь-якої рослини шкідливі як нестача, так і надлишок будь-якого фактора (наприклад, елемента живлення). Найбільш сприятливі умови для життя рослин і одержання високого врожаю створює оптимальний вплив фактора. Однак фактори, що визначають розвиток рослин, діють не ізольовано, а в сукупності. Оптимальна родючість відповідає оптимальним співвідношенням факторів.

У різних грунтово-кліматичних зонах умови, що визначають грунтову родючість, різні. Обмежуючими умовами в зоні тундри будуть низькі температури і надмірне зволоження грунтів, в лісовій зоні - надмірне зволоження і кислотність грунтів, в лісостеповій та степовій зонах - нестача води і нерідко надмірний вміст в грунтах натрію  та хлору. На піщаних грунтах позначається недолік вологи та елементів живлення, а на важкосуглинистих - низька аерація і велика щільність грунтів. Таким чином, родючість обмежується різними умовами, пов'язаними з факторами грунтоутворення.

Розрізняють природну, потенційну, штучну і ефективну, або дійсну, родючість грунтів.

Природна родючість - властивість грунту, що утворилася під природною рослинністю при природному перебігу грунтоутворювального процесу. Вона порівняно мало змінюється в часі і є величиною стабільною для певного типу грунтів. У той же час різні за походженням грунти характеризуються неоднаковою родючістю, а один і той самий грунт має різну родючість для рослин, що відрізняються за біологічними властивостями. Наприклад, на лучно-глейових грунтах прекрасно ростуть лугові трави і водночас гинуть або дуже погано ростуть ялинники і сосняки. На піщаних грунтах добре ростуть сосняки і погано - ялинники і діброви.

Потенційна родючість визначається валовим (загальним) запасом елементів живлення в грунті, що знаходяться як в доступній, так і недоступній формах. Штучна родючість створюється при використанні обробки грунтів, внесення добрив, вирощуванні культур різних рослин, осушенні, зрошенні.

Природна, потенційна і штучне родючості нерозривно пов'язані між собою, оскільки забезпечення рослин вологою і поживними елементами залежить від властивостей природного грунту, а також від зміни властивостей грунту під впливом окультурення. Ефективна родючість, вимірювана величиною врожаю, є дійсним вираженням природної та штучної родючості і в значній мірі залежить від рівня розвитку науки і техніки.

Необхідно розробляти такі методи землеробства і агрохімії, які дозволяли б підтримувати на максимальному рівні запаси доступних елементів живлення і води з одночасною стабілізацією реакції середовища, відповідною концентрацією грунтового розчину при найкращому співвідношенні між повітрям і водою, швидкістю аеробних і анаеробних реакцій, що протікають у присутності речовин, що стимулюють ріст рослин. І, навпаки, необхідно послабити шкідливі процеси: утворення токсичних речовин, ущільнення грунту при його обробці, засмічення небажаними рослинами і мікроорганізмами тощо.

Ще в кінці XVIII ст. спостерігалося, що в агрономії при кожному наступному вкладенні праці і капіталу до витрачених раніше урожай отримували все менший і менший. На підставі таких спостережень французький економіст А. Тюрго сформулював "закон спадної родючості грунту", який спочатку отримав досить широке визнання серед економістів. На підставі "закону спадної родючості грунту" і теорії Мальтуса про те, що зростання народонаселення відбувається швидше, ніж збільшення засобів існування, висувалися теорії про необхідність обмеження чисельності народонаселення. В. Р. Вільямс з агрономічної точки зору показав, що цей закон може спостерігатися при зміні лише одного фактора життя рослин. В. Р. Вільямс використав для цього досвід Гельрігеля із впливу вологості грунтів в вегетаційних посудинах на урожай вівса. Інакше кажучи, при одному і тому ж рівні сільськогосподарського виробництва може виявлятися дія "закону спадної родючості грунту". Однак при впливі на кілька факторів життя рослин цей закон не підтверджується, що й було показано В. Р. Вільямсом на прикладі вегетаційного досвіду М. Вільно, в якому змінювалися вологість, кількість елементів живлення і освітлення. На підставі досвіду була побудована діаграма, з якої випливає, що при сприятливому впливі навіть на ці три фактори життя урожай рослин зростає. Отже, "закон спадної родючості грунту" є не законом природи, а наслідком неправильного, недосконалого сільськогосподарського виробництва.

Оскільки родючість грунтів є різною, необхідно знати, які з них кращі, а які гірші для вирощування певних рослин. Це питання вирішується порівняльною оцінкою грунтів, їх властивостей і врожаю рослин. Така оцінка може бути здійснена також шляхом об'єднання грунтів, близьких за найбільш важливими властивостями, що визначає розвиток однієї або декількох подібних за біологічними рисами культур, тобто за агровиробничими показниками. В результаті оцінки грунти визначають і об'єднують в порівняно великі групи і дають характеристику їх якості з рекомендаціями із вирощування тих чи інших сільськогосподарських культур.

Якість грунтів може бути оцінена більш точно, якщо їх продуктивність охарактеризувати числом, що показує, у скільки разів даний грунт за своїми властивостями і родючістю гірший або кращий іншого. Оцінка якості грунтів за родючістю, виражена у відносних одиницях (балах) властивостей грунтів, що знаходяться у взаємозв'язку з урожайністю найголовніших культур, називається бонітуванням грунтів (лат. bonitos - доброякісність). Оцінка грунтів будується на об'єктивних ознаках і властивостях, найбільш важливих для росту сільськогосподарських культур і лісових деревних порід. Властивості грунтів, відібрані для оцінки, можуть стосуватися як прямих, так і непрямих умов зростання рослин, тому при бонітуванні грунтів відбивається їх найважливіша властивість - родючість. Результати бонітування, або якісної оцінки грунтів, наводяться у вигляді бонітувальних таблиць, складених для окремих культур або їх груп. Правильність складання таких таблиць перевіряється зіставленням балів, отриманих за властивостями грунтів, з балами за родючістю (врожайністю). Характер зміни балів повинен бути однаковим.

Підвищення грунтової родючості здійснюється комплексом заходів біологічного та господарського впливу, спрямованих на забезпечення оптимального співвідношення між вологою, аерацією і необхідними для рослин елементами живлення.

Механічним складом називають співвідношення часток різного розміру, виражене у відсотках від маси грунту. При морфологічному описі застосовують польовий метод, заснований на зміні пластичності вологого грунту в залежності від кількості частинок фізичної глини при скочуванні в шнур або кулю.

При описі вказують на однорідність або строкатість горизонту грунту за механічним складом, відзначають наявність лінз, язиків та затіків, прошарків, каміння, глибину і товщину залягання відкладів іншого механічного складу. При визначенні механічного складу сильнокарбонатних грунтів застосовують 5-10%-ний розчин соляної кислоти для руйнування мікроагрегатів.

Структурність - здатність грунту розпадатися на структурні грудочки, що складаються з окремих частинок, склеєних між собою колоїдними сполуками, а іноді просто спресованих фізичними силами.

Структурою називають здатність твердої фази грунту агрегуватися і природно розпадатися на відносно стійкі окремості (елементи) різної форми і величини. Структура грунту формується внаслідок механічного поділу грунтів на агрегати та утворення водоміцної структури. Механічне розділення грунту на агрегати відбувається при процесах зволоження та висихання, замерзання і нагрівання, під впливом розвитку кореневих систем рослин, діяльності комах та їх личинок в грунтах. Ступінь роздробленості грунтів на грудочки зменшується зверху вниз - це пояснюється тим, що найбільший вплив перерахованих факторів спостерігається саме у верхніх горизонтах грунту. Зі збільшенням глибини кількість коренів і вплив усіх чинників поділу грунту на агрегати зменшується, грудочки поступово збільшуються в розмірах і, нарешті, в грунті утворюються вертикальні тріщини, що зумовлюють появу призматичної структури. Тільки в перезволожених грунтах під впливом замерзаючих шарів води переважає горизонтальна, або плитчаста, структура.

Грудочки, що утворилися в результаті фізичного впливу, не володіють водоміцністю (тобто стійкістю до руйнуючого впливу води). Грунти, що не володіють водоміцною структурою, при зволоженні "запливають", а після висихання покриваються кіркою. У природі процес фізичного подрібнення порід часто супроводжується утворенням водоміцної структури. Процес утворення водоміцних грудочок протікає під впливом грунтових колоїдів, які у формі золю здатні пересуватися по грунтовим тріщинах, просочувати грудочки, а потім, коагулюючи, переходити в необоротні грунтові гелі. Грудочки, склеєні незворотними гелями, під дією води не розпадаються, стають водоміцними, так як склеєні водонерозчинні сполуками. Міцність грудочок різна і залежить в основному від катіонів, що містяться в даному горизонті. Грудочки, склеєні колоїдами, насиченими натрієм, калієм, воднем, зазвичай не є водоміцними. Більш міцні грудочки, склеєні колоїдами, які насичені кальцієм і магнієм, ще міцніші - у випадку колоїдів, насичених залізом. Про те, що колоїди пересуваються в грунті і коагулюють, свідчать блискучі, лаковані кірочки, що утворюються на гранях грунтових грудочок до глибини 80-120 см і більше. За інших рівних умов водоміцність грудочок залежить від кількості органічної речовини і механічного складу грунту. При великій кількості утворення гумусових кислот та їх солей грудочки найбільш міцні. У глинистих грунтах їх також більше і вони міцніші, ніж в легкосуглинистих, а тим більш у піщаних. Піщані грунти зазвичай безструктурні, мають неясно виражену неміцну структуру.

В залежності від форми і співвідношення розмірів структурних агрегатів розрізняють три типи структури: кубовидну - це структурні агрегати, що мають однакові розміри по висоті, довжині і ширині; характерна для верхніх горизонтів грунтів, а також для грунтів легкого механічного складу; призмовидну - висота агрегатів більша ширини і довжини, утворюється на деякій глибині від поверхні в суглинистих і глинистих грунтах; плитовидную - ширина і довжина агрегатів значно більша висоти і представлена плитками, лусочками тощо, утворюється у відносно неродючих грунтових горизонтах, що володіють поганими водно-фізичними і хімічними властивостями, формується в підзолистих, глейових і осолоділих горизонтах. У межах кожного типу грунтової структури в залежності від розмірів розрізняють роди і види.

Типи і види структур утворюються в різних умовах, тому та чи інша форма структурних агрегатів властива різним горизонтам грунту. Так, грудкувата, зерниста структура характерна для верхніх горизонтів більшості грунтів, горіхувато-дрібнопризматична утворюється в горизонтах, розташованих на деякій глибині від поверхні грунтів, глибиста і призматична переважають в глибоких грунтових горизонтах.

При описі грунтової структури найчастіше доводиться користуватися двома словами, що позначають різні види, а іноді і типи структур, наприклад, грудкувато-зерниста, горіхувато-призматична, листувато-луската. На переважну структуру вказує друге слово.

Для опису грунтової структури необхідно чітко знати класифікацію грунтів за структурою. Величина структурних грудочок визначає багато водних, повітряних та харчових властивостей грунту. Як правило, найкращими властивостями володіють грунти, що мають грудкувату або зернисту структури. У таких грунтах всередині грудочок міститься волога, а на поверхні, завдяки діяльності мікроорганізмів, утворюються елементи живлення; між грудочками міститься кисень повітря, необхідний для дихання зростаючих коренів. Руйнування структурних грудочок відбувається під впливом крапель дощу, при заміщенні двох- і тривалентних катіонів на одновалентні, зменшенні кількості органічних речовин, частково при обробці грунту. Заходи із створення і відновлення в грунті структури передбачають захист поверхні грунту, внесення органічних добрив, вапнування, глибоку обробку.

За щільністю виділяють наступні види грунтів грунту: розсипчастий - грунт сиплеться з лопати; пухкий - грунт розсипається на дрібні грудочки, грунтовий ніж входить в горизонт без зусиль, щільнуватий - грунт розсипається або легко розламується на великі грудки, пластинки, ніж входить з деяким зусиллям; щільний - грудки грунту розламуються із зусиллям, грунт з лопати падає грудочками і розпадається на дуже великі грудки, ніж входить з великими зусиллями на глибину 5-6 см; дуже щільний або злитий - грунт майже не розламується, лопата з великим зусиллям входить на глибину 1 -2 см, а ніж - на 2-3 см. Грунти розрізняють також за зв'язністю: дуже зв'язний - прилипає до лопати і насилу відстає від неї; середньосвязний - легко струшується з лопати; малозв'язний - до лопати не пристає.

Вологість грунту також відзначається при описі грунтів. За вологістю грунти ділять на наступні види: сухі - при стисканні в руці вологість грунту не відчувається; свіжі - вологість грунту відчувається при стисненні, в руці утворюються грудочки, які при роздавлюванні легко розсипаються; вологі - грунт зберігає надану йому форму; сирі - при стисканні тістоподібної грудочки виділяються краплі води; мокрі - при стисненні на долоні залишається вода, а після падіння на землю утворюється коржик; текучі - грунт сочиться крізь пальці разом з водою. Цей поділ дуже умовний. При описі грунтів відзначають рівень верховодки або грунтових вод, висоту капілярної отороки.

Включення - це тіла, що механічно втягнуті в товщу грунту, які не беруть участь в активних грунтоутворюючих процесах. Найчастіше це камені, валуни, галька, вугілля (в лісових грунтах), кістки та хітинові панцирі тварин, уламки штучних речовин, зокрема будівельних.

Новоутвореннями називають більш-менш добре виражені і чітко обмежені виділення і скупчення різних речовин, які виникли в процесі грунтоутворення і часто обумовлені хімічною поглинальною здатністю грунтів. За походженням виділяють новоутворення: біологічні - найчастіше плями, затіки, кірочки та язики гумусу, коренериї або дендрити (відбитки коренів), червориїни, заповнені грудочками грунту і просякнуті органічною речовиною, кротовини, заповнені грунтом з інших горизонтів; органомінеральні - кірочки та затіки залізисто-гумусових колоїдних сполук; кірочки мають глянцювату, блискучу поверхню від чорного до буро-сірого кольору; мінеральні - з різних хімічних елементів.

Новоутворення кремнезему найчастіше - білястого попелястого кольору з ясно видимими дрібними частинками кварцу або кварцового пилу. Вони утворюють плями, язики, затіки, і спрямовуються зазвичай з верхніх горизонтів у нижні. Дуже часто при розкладанні органічних речовин, підзолоутворенні, осолодінні утворюється кремнеземиста білувата присипка, що покриває поверхні структурних агрегатів.

Новоутворення заліза найбільш поширені в лісових грунтах. Вони утворюються в формі жовтих, бурих плям, потьоків, кірочок, полуторних сполук заліза Fe₂0₃ * nH₂0, які нерідко покривають глянцевими кірочками колоїдних сполук заліза призматичні елементи грунтової структури. У піщаних грунтах зустрічаються новоутворення заліза у вигляді псевдофібр і ортзандових прошарків, а в заболочених грунтах формуються спочатку рудякові зернятка, які зливаються поступово в рудяковий горизонт, рудяк або ортштейн (який може утворитися і в іллювіальних горизонтах підзолів).

Новоутворення двовалентного заліза приводять до формування глейових затьоків (вздовж ходів гнилих коренів, мікротріщин і тріщин грунтів, в міжагрегатних проміжках), глейових плям, характерних для горизонтів і грунтів тимчасового надмірного зволоження. Сполуки двовалентного заліза можуть пересуватися по капілярах, досягати пір і пустот і окислюватися там з утворенням рудякових зерен і бобовин темно-бурого кольору (в розломі). Бобовини і конкреції заліза свідчать про процеси тимчасового надмірного зволоження. При поступовому проникненні кисню повітря в грунт глейові плями набувають яскраві жовтих та червоних тонів охри. Сполуки заліза з фосфором утворюють безбарвний в умовах перезволоження мінерал - вівіаніт, який при доступі кисню повітря синіє і додає глейовим плямам блакитнуватого, сизого і зеленуватого забарвлення.

Новоутворення марганцю зустрічаються у формі чорних дрібних зерен, які при розтиранні на долоні забарвлюють її в малиновий колір. Це новоутворення також характерне для грунтів з тимчасовим надлишковим зволоженням.

Новоутворення кальцію найчастіше формуються в грунтах, що утворилися на карбонатних материнських породах. Вони характерні для сірих лісових, каштанових грунтів, чорноземів тощо. Виділяють кілька видів новоутворень кальцію: псевдоміцелій, що утворюється на стінці грунтового розрізу після висихання і нагадує наліт цвілі; білозірка - конкреції, що утворюються в грунтових порожнинах при випаданні СаС0₃ з розчинів (глибина залягання білозірки може характеризувати водний режим, зокрема глибину промочування грунтів); дутики або журавчики - порожні всередині конкреції, що досягають іноді дуже великих розмірів (10-20 см). Новоутворення гіпсу спостерігаються найчастіше в засолених грунтах у формі дрібних кристалічних агрегатів, кристалів і стягнень. Вони характерні для каштанових, солонцюватих та інших грунтів сухого степу.

Новоутворення хлоридів і сульфатів визначаються за білястим нальотом на стінці розрізів. Вони є результатом кристалізації водорозчинних солей при висиханні грунтів.

Колір грунту - найважливіша морфологічна ознака. Нерідко назва грунту дається за кольором верхніх горизонтів: підзоли, сірі лісові, чорноземи, буроземи тощо. За кольором грунту в першу чергу виділяють генетичні горизонти, так як багато реакцій і процесів, що протікають в них, пов'язані зі зміною кольору сполук, які утворюються і переміщуються. Винос заліза, наприклад, супроводжується появою білястого забарвлення горизонту, а вмивання органічних сполук - зафарбовуванням горизонту в сірий або бурий колір. Сполука двовалентного заліза з фосфором (вівіаніт) нерідко надає грунтам блакитнуватого або сизуватого забарвлення, а накопичення карбонатів кальцію надає біляво-палевого відтінку бурим до цього горизонтам. Сполуки заліза забарвлюють горизонти в різні жовтуваті, червонуваті тони й відтінки.
 
Колір грунту та інтенсивність забарвлення дуже різноманітні. Забарвленість горизонту може бути рівномірною, однорідною або неоднорідною, плямистої, строкатою, язикуватою, глянцюватою тощо, що пов'язано як з неоднаковою інтенсивністю процесів грунтоутворення, так і неоднорідністю розподілу речовини у грунтових горизонтах.

З усього різноманіття виділяють три групи сполук, що визначають колір грунту: а) органічні і перегнійні речовини, які можуть надати горизонтів чорний колір, б) різні оксиди заліза, що фарбують грунт в червоний колір; в) сполуки кальцію, силіцію (кремнезему), а також каолін, що надають грунту білий колір. На основі цих трьох груп сполук С. А. Захаров побудував стандартний трикутник кольору грунту. За поєднанням та інтенсивністю забарвлення у трикутнику С. А. Захарова  можна виділити 4 колірних ряди грунтів: перший, в якому змішані чорний і білий кольори, називають сірим, в нього входять чорний, темно-сірий, білястий і білий кольори; другий, де змішані чорний і жовтий кольори, називають бурим, в нього входять чорний, темно-бурий, бурий, світло-бурий і жовтий кольори; третій, в якому змішані чорний і червоний кольори, називають каштановим, до нього входять чорний, темно-каштановий, каштановий, світло-каштановий, коричневий і червоний кольори; четвертий, де змішані червоний і білий кольори, називають жовтим, в нього входять червоний, оранжевий, жовтий, світло-жовтий і білий кольори. Крім того, виділяють палевий колір як суміш світло-бурого і білого.

При описі горизонтів в першу чергу використовують перераховані кольору грунтів. Однак дуже часто одним словом колір охарактеризувати не вдається, і тоді використовують поєднання з двох слів, причому на перше місце ставлять відтінок, а на друге - основний колір, наприклад червоно-бурий, темно-сірий. При описі зустрічаються і оригінальні кольори горизонтів, наприклад блакитні, сизі, зеленуваті (в глейових горизонтах).

Колір грунту, особливо при польовому описі, може змінюватися в залежності від освітленості стінки розрізу, години доби, вологості. Наприклад, колір вологого грунту темніший, ніж сухого. Для відображення основного кольору сухого грунту в бланку грунтового опису роблять замальовку вологого грунту, а деталі підмальовують кольоровими олівцями.

Кожному з грунтових горизонтів дається буквенне позначення. Найбільш широко застосовується система буквених позначень, запропонована В. В. Докучаєвим і допрацьована радянськими вченими. Літерами позначають генетичні горизонти, а поєднаннями букв і буквено-цифровими індексами - перехідні горизонти і подгорізонти. Прийняті наступні позначення:

Т - торф, органогенний горизонт;
А - горизонт біогенного накопичення органічної речовини в грунті. Зазвичай називається гумусовим, перегнійно-акумулятивним або дерновим горизонтом;
А0 - лісова підстилка, трав'яна повсть, дернина;
Апах - орний горизонт грунту;
At - гумусовий, дерновий, перегнійно-акумулятивний, перегнійно-елювіальний горизонт дерново-підзолистих, сірих лісових і осолоділих грунтів; має сірий або чорний колір;
А2 - елювіальний (або горизонт вимивання), підзолистий або осолоділий. Зазвичай забарвлений у світлі, білясті і білі тони;
В - ілювіальний, або горизонт вмивання, в підзолистих, сірих лісових, каштанових і деяких інших грунтах;
G - глейовий горизонт, характерний для грунтів з постійним надлишковим зволоженням, зокрема і болотних грунтів;
С - материнська пухка гірська порода;
Д - підстилаюча гірська порода.
Крім того, застосовують буквенні індекси:
g - для оглеєних горизонтів;
c - скупчення водорозчинних солей;
г - скупчення гіпсу.

В Україну широко застосовується інша система позначень, розроблена О. Н. Соколовським:

Н-(грец. humus - гумус) відповідає горизонту А + В в чорноземах і каштанових грунтах;
Е-(лат. eluo - вимивати) відповідає горизонту А2 в підзоли і солодях;
I - (лат. influo - вмивати) відповідає ілювіальному горизонту В;
К - горизонт скупчення карбонатів;
Q - горизонт гіпсу;
G1 - глейовий горизонт;
Т - торф'яний горизонт;
Н0 - лісова підстилка; Нт - торф'янистий горизонт;
Р - порода, не змінена процесами грунтоутворення.

Для позначення перехідних горизонтів або горизонтів, в яких відбуваються два процеси, ставлять дві відповідні літери. Наприклад, НЕ - гумусово-елювіальний горизонт.

Для виділення підгоризонту досить відмінностей за хоча б одною з морфологічних ознак, наприклад кольору або структури тощо. Необхідність виділення підгоризонту встановлюється при описі грунту. Крім того, виділяють перехідні горизонти, в яких відбуваються два або кілька грунтоутворюючих процесів, наприклад перехідний від підзолистого до илювіального (EI) в підзолистих грунтах, перехідний від акумулятивного гумусового до підзолистого (He) в сірих лісових грунтах.

Після визначення меж генетичних горизонтів записують глибину верхньої і нижньої меж. Іноді відразу обчислюють товщину, або потужність, генетичного горизонту. Потім, поставивши знак горизонту ще раз, дають повний морфологічний опис кожного горизонту або підгорізонту. Кожен генетичний горизонт описують у такій послідовності: колір, механічний склад, структура, домішки, включення, новоутворення та характер переходу одного горизонту в інший. У польових умовах вказують вологість грунтів і визначають 10%-ним розчином соляної кислоти глибину скипання карбонатів, якщо вони є. Опис грунтів часто супроводжується якісним визначенням різних сполук і властивостей грунтів, наприклад визначається присутність карбонатів, закисного заліза, шкідливих водорозчинних солей.

У спеціальному бланку відводиться місце для малюнка всього грунтового профілю і його генетичних горизонтів. Після опису профілю дається повна назва грунту, що складається з генетичного назви, механічного складу верхнього горизонту, материнської породи, її механічного складу.

Морфологія грунтів - це вчення про зовнішні ознаки грунтів, що визначаються найчастіше за допомогою зору і дотику. До основних морфологічних ознак належать: будова і потужність грунтового профілю і окремих горизонтів, колір або забарвлення, механічний склад, структура, домішки, включення і новоутворення.

Зовнішні (морфологічні) ознаки грунтів відображають характер пересування і перетворення органічних і мінеральних речовин під впливом біологічних і фізико-хімічних процесів, що становлять у сукупності процес грунтоутворення. Якщо в декількох грунтах, розташованих на деякій відстані один від одного, процеси грунтоутворення протікають однаково, то однаковий і їх зовнішній вигляд, в той же час грунти з однаковими морфологічними ознаками становлять групу грунтів, об'єднаних загальним грунтоутворюючим процесом. Тому для вивчення грунтоутворюючих процесів з грунтових розрізів беруть зразки, керуючись саме зовнішніми, морфологічними ознаками.

Розглядаючи будь-який грунт в розрізі, можна переконатися, що грунт неоднорідний і складається з декількох відмінних між собою шарів. Це відбувається тому, що в різних шарах грунту швидкість і напрямок процесів різні, хоча і взаємопов'язані. Діючи протягом тривалого часу, вони обумовлюють розчленування однорідної до цього гірської породи на шари, що відрізняються морфологічними ознаками і властивостями. Шари грунтів з більш-менш однаковими морфологічними ознаками називаються генетичними горизонтами.

Грунтовим профілем називається сукупність грунтових горизонтів, об'єднаних єдиним процесом грунтоутворення. Будова грунтового профілю визначається морфологічними ознаками окремих грунтових горизонтів, які закономірно переходять один в інший.

Характер переходу одного горизонту в інший розрізняють за зміною інтенсивності забарвлення двох суміжних горизонтів і потужності перехідного шару грунту. Можна розрізнити перехід різкий - перехідний шар має товщину 1-2 см, ясний - 2-5 см, поступовий - до 10 см, і неясний - понад 10 см.

Будова профілю більшості грунтів, якщо їх розглядати в розрізі зверху вниз, порівняно однотипна: зверху лежить невеликий шар рослинних залишків, що утворюють лісову підстилку, трав'яну повсть, або дернину; глибше розташований горизонт, різною мірою забарвлений гумусом, або перегноєм, а під ним утворюється горизонт, перехідний до материнської породи. Потужність, або глибина, грунтового профілю залежить від типу і тривалості протікання грунтоутворюючого процесу і може змінюватися в дуже широких межах. Будова і потужність грунтового профілю дозволяють судити про характер і напрямок грунтоутворюючих процесів, застосуванні систем обробки грунтів, необхідності внесення добрив, видах вирощуваних культур, про стійкість і продуктивності лісів. Тому опис грунтового профілю займає важливе місце при картуванні грунтів, розробці агротехніки вирощування культур і практичних прийомів ведення господарства. Для характеристики грунтового профілю в цілому здійснюють опис окремих його горизонтів.

Водний баланс - це сукупність всіх видів надходження вологи в грунт і її витрачання з певного шару за конкретний проміжок часу. Водний баланс грунтів розраховують за результатами вимірювання прибуткових і витратних статей, виражених в мм водного шару.

При найпростішому розрахунку, особливо для тривалих багаторічних періодів в районах зі сталим кліматом, передбачається, що прихід води в грунт дорівнює її витраті з грунту, Проте в природі, особливо протягом короткочасних періодів, такий стан зберігається рідко, так як з року в рік коливається як кількість вологи, що надходить в грунт, так і її витрата. Наприклад, у спекотне сухе літо кількість вологи, що надходить в грунт, зменшується, а випаровування з поверхні грунту, транспірація і десукція (відсмоктування води корінням з грунту) збільшуються. Додаткова волога береться рослинами з грунтових запасів. І, навпаки, у вологі роки витрата може бути менше приходу, і тоді запаси вологи в грунті поповнюються. Цей самий процес повторюється і за порами року. Навесні відбувається накопичення води, яка поступово витрачається в літній період.

Найбільш великими статтями приходу вологи на небудь ділянку можна вважати атмосферні опади, які досягли поверхні грунту, приплив вологи з грунтових вод, надходження води з навіюваним снігом, бічний приплив води по поверхні грунту, приплив внутрігрунтової вологи (грунтової верховодки).

Найбільш великими статтями витрат вологи є: випаровування вологи з грунту, випаровування вологи опадів, затриманих кронами дерев, випаровування з трав'яного покриву, випаровування з лісових підстилок, відсмоктування води корінням на транспірацію рослин (десукція), стік поверхневий, стік внутрігрунтовий, відтік вологи в грунтові води. При спостереженнях враховується запас вологи на початку спостережень і запас вологи в грунті на кінець спостережень. Для пласких ділянок або середніх частин рівних схилів з глибоким заляганням грунтових вод приплив і відтік води вважається однаковим.

Формула водного балансу може змінюватися в залежності від кліматичних умов, місця розташування ділянки, типу рослинності та інших умов. Вона використовується для кількісного виразу використання вологи під різними типами рослинності, вивчення їх впливу на водний режим грунтів, виявлення водорегулюючої ролі тих чи інших культур і насаджень, визначення їх потреби у волозі. Зіставляючи дані приходу і витрати вологи, можна зробити висновок: якщо в грунт надходить вологи більше, ніж її витрачається, значить, надмірна волога поповнює запаси грунтової води, і навпаки.

Оскільки водний баланс в різних грунтово-кліматичних умовах складається по-різному, то співвідношення між прибутковими та витратними статтями водного балансу змінюється, змінюються і типи водного режиму грунтів. Г. М. Висоцький встановив три основних типи водного режиму.

Промивний тип водного режиму характеризується щорічним промочуванням грунту до рівня грунтових вод. Він поширений на територіях, де обсяг опадів перевищує випаровування. Найчастіше це території лісової зони, вологих субтропіків, тропіків, блюдцеподібні зниження, западини.

Непромивний тип характерний для територій, де волога не проникає до грунтових вод, розташованих зазвичай глибоко. Таке співвідношення характерно для південної частини лісостепової, степової та пустельної зон. Нижче капілярно-підвішеної вологи зберігається горизонт з постійним зволоженням, близьким до вологості стійкого зав'ядання рослин, за що Г. М. Висоцький назвав його "мертвим" горизонтом.

Випітний тип водного режиму характерний для територій з переважанням витрат вологи над опадами. Такий режим спостерігається в заплавах річок і на територіях з близьким заляганням грунтових вод від поверхні грунтів у степових і напівпустельних районах.

Зіставляючи річні суми опадів і річні величини випаровуваності, Г. М. Висоцький дав наближені значення коефіцієнта зволоження для лісової зони - 1,33, лісостепової - 1,0, степової чорноземної - 0,67, зони сухих степів - 0,33. А. А. Роде, розвиваючи вчення Г. М. Висоцького, виділив ще три типи водного режиму: мерзлотний тип водного режиму, коли на шарі вічної мерзлоти утворюється верховодка; періодично-промивний тип водного режиму, коли волога не щороку досягає поверхні грунтових вод; десуктивно-випітний тип, коли коріння рослин, перехоплюючи вологу з капілярної отороки грунтових вод, створює умови, за яких витратна частина водного балансу стає більше прибуткової.

Деревні насадження є найбільш потужними випарниками вологи, причому значна її частина використовується найбільш раціонально, тобто використовується на фотосинтез і транспірацію. Вплив лісу на водний режим грунтів, місцевості і великих територій може бути безпосереднім і непрямим, і розглядається окремо для масивних насаджень і лісових смуг різної конструкції.

Механізми впливу лісових насаджень на водний режим грунтів такі:
1. Масивні лісові насадження випаровують вологи більше, ніж будь-які угіддя, зайняті нелісовими типами рослинності. Десукція деревних порід найбільша, тому ліс висушує грунт і знижує рівень грунтових вод.
2. Затримуючи на кронах вологу, ліси швидко повертають її в атмосферу, здійснюючи зволожуючий вплив на навколишній простір, сприяючи переносу вологи до більш посушливих районів країни (трансгресивний вплив).
3. Ліси сприяють накопиченню вологи в грунті: в зимовий час накопичують більше снігу (особливо в листяних насадженнях і менше в хвойних) зменшують глибину промерзання грунту; завдяки високій фільтрації лісової підстилки в лісах практично відсутній поверхневий стік, який переводиться в спадний потік води під лісом; вони в 5-10 разів менше випаровують води з поверхні грунту в порівнянні з луговою рослинністю.
4. Транспіраційна частина витрати вологи в лісі значно більша, ніж на інших видах угідь, так як ліс являє собою багатоярусне рослинне угрупування (основний полог, другий ярус деревних порід, підріст і підлісок, живий трав'янисто-кустарничково-моховий покрив, лісова підстилка, що захищає поверхню грунту).
У зв'язку з цим загальний вплив масивних лісів позначається на збільшенні інтенсивності вологообігу, а звідси зрозуміла кліматозволожуюча, грунтовоосушуюча, протиерозійна і руслозберігаюча роль лісів.

Регулювання водного режиму здійснюється таким чином, щоб співвідношення приходу і витрати вологи наближалося до одиниці. Це здійснюється зрошенням територій посушливих районів, осушенням перезволожених. Зменшення витрати вологи досягається розпушуванням, боронуванням, культивацією, оранкою, мульчуванням. Збільшення витрати вологи - підбором вологолюбних рослин, прикочуванням, знищенням дернин, залишенням ріллі в гребенях, грядовою оранкою, насадженням масивних лісових насаджень з високою транспірацією тощо.

Джерелом тепла в грунті є тепло променистої енергії Сонця. Середня кількість тепла, що надходить на поверхню Землі, становить 8,15 Дж/С° на 1 см² в хвилину (сонячна стала). Частина цього тепла відбивається від поверхні Землі, а частина розсіюється в атмосферу рослинним покривом, тому до поверхні грунту приходить значно менша кількість енергії, яка поглинається і передається  вглиб грунту завдяки його тепловим властивостям.

Теплопоглинальна здатність забезпечує поглинання частини променистої енергії Сонця, яка потім перетворюється на теплову, частина ж променистої енергії відбивається від поверхні грунту. Відношення відбитої частини енергії до повної виражається показником альбедо. Альбедо ідеально відбиваючої поверхні дорівнює 100%, а абсолютно чорного тіла - 0%. Максимальне альбедо має сніг - 88-91, мінімальне - чорнозем сухий - 14%. У сірозему сухого альбедо складає 25 - 30%, пісок жовтий або білий має альбедо 34-40%. У вологих грунтів значно менша відбивна здатність (так, альбедо чорнозему вологого дорівнює 8%, сірозему - 10-12%).

Теплоємність (масова) - кількість тепла, необхідна для нагрівання 1 г сухого грунту (Дж/С °). Масова теплоємність абсолютно сухих мінеральних грунтів коливається в досить вузьких межах - від 0,15 до 0,20. Вона дуже сильно залежить від вологості грунтів. У вологих піщаних грунтів вона зростає до 0,7, у суглинків до 0,8, у торфів до 0,9. Оскільки піщані грунти мають менше вологи і, отже, прогріваються і охолоджуються швидше, їх називають "теплими". Теплоємність грунтів залежить від тих самих їх властивостей, які впливають на поглинання води, а саме від гідрофільності колоїдів, вмісту мулистих часток, наявності та характеру органічної речовини.

Теплопровідність - властивість грунту проводити тепло з тією чи іншою швидкістю. Вона вимірюється кількістю тепла в джоулях (Дж), що проходить через 1-сантиметровий шар сухого грунту площею 1 см². Тепло передається конвекційно через газ, рідину або тверді частинки. Найповільніше тепло проводить сухий, структурований, багатий на органіку грунт. Найбільш швидко проводить тепло мінеральна частина грунту; чим більші частинки, тим більше теплопровідність: великі піщані частинки нагріваються в 2-2,5 рази швидше, ніж, наприклад, пил. Теплопровідність грунтів залежить від їх щільності: при збільшенні щільності з 1,1 до 1,6 теплопровідність зростає в 2-2,5 рази. При збільшенні ж пористості від 30 і вище теплопровідність падає. Вологий грунт має більшу теплопровідність, ніж сухий.

Тепловий режим грунту визначається сукупністю явищ поглинання, переміщення і віддачі тепла, і описується розподілом температур на різній глибині і в різні періоди. Розрізняють добові і річні коливання температур в грунті. Найбільше коливання їх спостерігається у верхньому шарі, а мінімальні зміни - на глибині 3-5 м. Кожному грунтовому типу притаманні свої межі коливання температур на глибині 20 см. Тому основним показником теплового режиму є середня температура на цій глибині за певний період часу. Так, середня температура за теплий період для підзолистих грунтів коливається в межах 6-10°С, чорноземів - 11-15, каштанових - 14-16°С. Добовий хід температур має форму синусоїди з максимумом близько 13 год і мінімумом 4-5 год (перед сходом Сонця), причому добовий перепад температур може досягати 25-30°С.

Роль теплового режиму для рослин і біологічних процесів визначається кількістю тепла, вологи та повітря в грунті. Найкращий ріст кореневих систем рослин спостерігається в інтервалі 10-25°С. Зі збільшенням кількості тепла відбувається розмноження бактерій, підвищується їх біологічна активність, а отже, переробка органічної речовини, посилюється процес газообміну і переміщення вологи в грунті. При зниженні температури всі процеси сповільнюються, а при падінні температури нижче 0°С починається замерзання грунту. Слід зазначити, що грунтова волога, як правило, при 0°С не замерзає. При температурах нижче -10°С замерзає майже вся волога, за винятком міцнозв'язаної. В цей час відбувається пересування вологи до поверхні з нижніх горизонтів. При промерзанні грунту вологість верхніх горизонтів може перевищувати повну вологоємність через розсовування грунтових частинок кристалами утвореного льоду. В окремих горизонтах може накопичуватися до 100 мм опадів.

Промерзання грунту має як позитивне, так і негативне значення. Позитивне значення промерзання виражається в утворенні грунтової структури, міграції грунтових тварин в нижні шари, що сприяє розпушуванню грунту і поліпшення його водопроникності, затримці початку вегетації для рослин, що бояться заморозків. Негативне значення промерзання полягає в зниженні водопроникності і, отже, посиленні стоку, затримці мікробіологічних і хімічних процесів, вичавлюванні рослин з грунту і затримці їх розвитку.

Промерзання грунту і його глибина залежать від товщини снігового покриву, лісової підстилки, щільності і потужності надгрунтового покриву. У лісі грунти часто промерзають на значно меншу глибину, ніж в полі. Відтавання грунту залежить від кількості тепла в грунті і в атмосфері, а також від товщини снігового покриву. Відтавання може йти трьома шляхами: знизу за рахунок грунтового тепла, знизу і зверху за рахунок швидкого сходу снігу і тепла грунту, і тільки зверху, якщо грунт промерзає до шару вічної мерзлоти. Після відтавання грунт виявляється більш рихлим і вологим, а якщо відтаювання відбулося до активного сніготанення, грунт поглинає талу воду і насичується нею до великої глибини. При подальшому прогріванні створюються сприятливі умови для росту рослин, розвитку мікробіологічних процесів - грунт переходить в стан стиглості.

Тепловий режим грунту характеризується радіаційним, або тепловим, балансом за рівнянням R = LE + P + A, де R - радіаційний баланс; Р - турбулентна передача тепла з грунту в атмосферу; А - витрата тепла на нагрівання грунту; L - добова теплота випаровування і Е - сумарне випаровування за розрахунковий період часу. Всі одиниці виражаються в Дж/см2/год або кДж/см²/міс.

Тепловий баланс для різних грунтово-кліматичних зон неоднаковий. В залежності від середньорічної температури і промерзання грунту В. М. Дімо виділяє чотири типи температурного режиму грунту: мерзлотний, де середньорічна температура грунтового профілю нижче нуля, довгосезонно-промерзаючий - грунт з глибиною промерзання не менше 1 м і тривалістю промерзання більше 5 місяців, сезонно-промерзаючий - середньорічна температура грунтового профілю вища нуля, а тривалість промерзання менше 5 місяців, і непромерзаючий тип - промерзання грунтів не спостерігається.
 
Регулювання теплового режиму грунтів забезпечується різними агротехнічними та лісокультурними заходами. Такі прийоми, як снігонакопичення, прикатування снігу кільчастими котками, посипання його попелом, мульчування темними речовинами, покриття плівкою, створення лісових смуг сприяють прогріванню грунту. Навпаки, згрібання снігу і лісових підстилок, вирівнювання, прикатування поверхні посилюють процеси охолодження грунту. Особливо сприятливий вплив на температурний режим грунту чинить створення лісових смуг, глибока оранка, внесення органічної речовини, розпушування, заходи із cнігонакопичення.

Грунтовим розчином називається вода, що знаходиться в грунті і містить в розчиненому стані органічні і мінеральні речовини, а також гази. Грунтовий розчин зазвичай виділяють центрифугуванням, віджиманням у пресі або заміщенням води іншою рідиною, в поєднанні з аналізом грунтового розчину, що просочується через той чи інший шар грунту у вологі періоди року (лізіметричний метод). Вміст речовин в грунтовому розчині динамічний і залежить від багатьох факторів та сезонної мінливості. Концентрація речовин в ньому зазвичай невелика і не перевищує кількох грамів на літр. До складу грунтового розчину входять три групи речовин: органічні (кислоти, цукри, амінокислоти, спирти, ферменти, дубильні речовини), органо-мінеральні (солі гумусових кислот, поліфеноли), мінеральні (солі вуглекислої, соляної, сірчаної, азотної, фосфорної та інших кислот).

Кількісний і якісний склад грунтового розчину в різних грунтах неоднаковий. Для болотних, підзолистих болотних грунтів та підзолів в розчині переважають органічні сполуки; на півдні в каштанових, бурих грунтах - мінеральні сполуки; в чорноземах кількість органічних і мінеральних сполук у розчині приблизно однакова.

Оскільки отримання грунтового розчину утруднене, зазвичай аналізують водну витяжку. Для цього беруть 10 г грунту, доливають 50 мл дистильованої води, суспензію збовтують і фільтрують. Потім проводять аналіз водної витяжки. Найважливішим показником є реакція водної витяжки грунту, що характеризує актуальну або активну кислотність грунтового розчину. Кислу реакцію надають грунтовому розчину різні кислоти, що утворюються при розкладанні органічної речовини: масляна, щавлева, лимонна, розчинні форми гумусових кислот. На кислотність впливає також вміст С02 в повітрі. Лужна реакція обумовлюється присутністю солей слабких кислот і сильних основ (оцтовокислий натрій), солі сильних основ - NaCl, MgCl2 тощо. Реакція грунтових розчинів коливається від рН 3-3,5 (в сфагнових торфах) до 10-11 в солонцях.

Реакція грунтового розчину значно впливає на мікрофлору грунту. У кислих грунтах переважає грибна, а в нейтральних і лужних - бактеріальна мікрофлора. Від її характеру залежать швидкість, характер і повнота розкладання органічної речовини та її мінералізація, тобто умови живлення рослин. Значна частина рослин найкраще розвивається при нейтральній реакції середовища, гірше переносить кислу і ще гірше лужну реакцію. При рН4 розвиваються майже всі деревні породи, при рН 8,5 майже жодна з них не росте через надлишок в розчині лугу. Зміна реакції грунтового розчину супроводжується зміною рухливості різних речовин. При лужній реакції рухливі лише водорозчинні солі, при кислій - рухливі з'єднання гумусу, мулисті частинки, гідроокиси заліза та алюмінію та інші речовин. Все це позначається на зростанні деревних порід і сільськогосподарських культур. При рН 7,2-7,4 сосна практично насаджень не утворює, за винятком крейдяний форми, а при рН 8,1-8,2 не ростуть такі породи, як дуб і в'яз. Культурні сільськогосподарські рослини краще всього ростуть при нейтральній реакції середовища і виносять зростання лужності реакції грунтового розчину до рН 8. Грунтовий розчин із слабокислою або нейтральною реакцією найкраще відповідає умовам живлення рослин, розвитку мікроорганізмів, високому рівню родючості грунтів.

Нормальний ріст рослин обумовлений наявністю досить доступних форм зольних елементів і азоту. Зазвичай рослини засвоюють з грунту N, Р, К, S, Са, Mg, Fe, Na, Si в досить великих кількостях, тому вони називаються макроелементами, а В, Mn, Mo, Сі, Zn, Со, F використовуються в незначних кількостях і називаються мікроелементами. До найважливіших з них відносяться елементи, без яких неможливе утворення білків, тобто N, Р, S, Fe, Mg; такі елементи, як К, Сі, Mg, Na, мають величезний вплив на регуляцію роботи клітин і формування різних тканин рослин.

Елементи живлення, що містяться в грунтах, перебувають у різних мінеральних і органічних сполуках, і запаси їх зазвичай значно перевищують щорічну потребу рослин. Однак більша частина їх знаходиться у недоступній для рослин формі: азот в складі органічних речовин, фосфор у формі фосфатів Fe, Al, Са, калій в поглиненому стані, кальцій і магній у формі карбонатів, тобто в нерозчинній у воді формі. Процес засвоєння рослинами елементів живлення відбувається завдяки обмінному поглинанню. Іонами, здатними до обміну, найчастіше є іони Н⁺ та НСО^-, що утворюються в результаті виділення С0² корінням. Обмінне поглинання можливо і за рахунок виділення катіонів Са²⁺ і аніонів органічних кислот. Очевидно, що найбільш доступні для рослин сполуки перебувають у водорозчинній, рухомій і мінеральній формах.

Шкідливі для рослин речовини утворюються в результаті появи високих концентрацій окремих іонів (Al, Н), що обумовлюють кислу реакцію грунтів, а також при взаємодії солей у водних розчинах з утворенням отруйних солей (Na2C03, NaCl), що обумовлюють їх лужність і порушують водний і харчовий режими грунтів. Шкідливі для рослин і недоокислені сполуки - метан, сірководень, закисні форми заліза і марганцю, що утворюються в перезволожених грунтах. Для нейтралізації шкідливих сполук застосовують вапнування кислих і гіпсування лужних грунтів, зрошення для промивання солей та осушення для аерації грунту.

Завдяки пористості грунт характеризується повітропроникністю. Повітропроникність - це властивість грунту пропускати повітря через пори, не зайняті водою. Загальний обсяг грунтових пір вище найменшої вологоємності (капілярно-підвішеної вологи) називають повітроємністю, а загальний обсяг пір, вільних від вологи, - повітромісткістю, або пористістю аерації. Дані показники виражаються у відсотках від об'єму грунту. Повітряні властивості грунту залежать від вологості, об'ємної щільності, механічного складу, структурності грунту. Завдяки повітропроникності і пористості аерації в грунтах в тій або іншій кількості присутнє грунтове повітря.

Грунтове повітря - гази, що знаходяться в порах грунту, вільних від вологи; кількість його виражається у відсотках об'єму грунту, а вміст змінюється в залежності від динаміки вологості грунтів в даній місцевості. Грунтове повітря може перебувати завдяки колоїдам в поглиненому стані, може бути розчинене в грунтовій волозі (вода може поглинати до 1-2%), в затисненому стані (коли повітря знаходиться в порах, з усіх боків оточених водною плівкою), і в вільному стані. Грунтове повітря добре дренованих грунтів містить 78% азоту, 21% кисню 21, 0,9% аргону, 0,03% вуглекислого газу, і за складом мало відрізняється від атмосферного. У ньому, проте, більше вуглекислоти і менше кисню. В залежності від пористості, вологості, типу та видового складу рослинного покриву, кількості органічних речовин, мікроорганізмів, вміст 0₂ і С0₂ в грунтовому повітрі може змінюватися від 0 до 20%. Відмінності в концентрації 0₂ і С0₂ визначаються інтенсивністю використання 0₂, виробленням С0₂ і швидкістю обміну газового вмісту між атмосферним і грунтовим повітрям - аерацією.

Аерація, або газообмін грунтового повітря з атмосферним, здійснюється завдяки повітропроникності грунту. Переміщення молекул відбувається внаслідок відмінності парціального тиску газів (дифузії). Так як в грунтовому повітрі більше вуглекислоти, ніж в атмосферному, в першу чергу в грунт надходить кисень, а виходить вуглекислота. Процес дифузії газів в самому грунті відбувається в 5-20 разів повільніше, ніж в атмосфері. На аерацію впливає надходження вологи в грунт, яка витісняє повітря в атмосферу. Значний вплив на газообмін чинять верховодки і близкозалягаючі (1,5-2,0 м) грунтові води зі змінним рівнем. При підйомі рівня води повітря, збагачене вуглекислотою, виштовхується в атмосферу, а при опусканні рівня води відбувається втягування атмосферного повітря, збагаченого киснем. У цьому позитивна роль грунтових вод. Аерація посилюється завдяки зміні температури і барометричного тиску атмосфери. Нагрівання грунту супроводжується розширенням газів та їх виходом в приземний шар повітря; те ж саме відбувається при зменшенні атмосферного тиску. Нарешті, газообмін грунтів посилюється при дії вітру в приземному шарі, що зазвичай зайнятий тією чи іншою рослинністю.

Значення грунтового повітря та аерації для грунтових процесів, життя рослин і мікроорганізмів визначається складом грунтового повітря і, зокрема, співвідношенням кисню і вуглекислоти. Значна частина грунтоутворювального процесів, пов'язаних з розкладанням органічних речовин, супроводжується окисними процесами, активною мікробіологічною діяльністю. Тому найвищі органогенні горизонти поглинають значну кількість кисню. Так, лісова підстилка здатна поглинути до 400 мл/кг кисню, гумусові горизонти поглинають від 0,5 до 3 мл на 1 кг абсолютно сухої речовини, а нижні горизонти підзолистих грунтів - десяті й соті частки мілілітра. Поглинається кисень і зростаючим корінням рослин, мікроорганізмами. Причому у всіх випадках в грунтове повітря виділяється вуглекислий газ, кількість якого забезпечує фотосинтез рослин на 40-70%. При нестачі кисню створюються анаеробні умови, сповільнюються процеси розкладання органічних речовин, змінюються групи мікроорганізмів, змінюється валентність Fe і Мn, починаються процеси утворення торфу та оглеєння, руйнування грунтової структури з утворенням щільних горизонтів.

Анаеробні умови складаються в грунтах при вмісті кисню 2,5-5% або, якщо його менше 5,5 см³ в 1 кг грунту. В результаті нестачі кисню в грунті змінюються інтенсивність і напрямок грунтоутворення, а грунтове повітря насичується недоокисленими сполуками (метан, сірководень, ароматичні речовини) і головним чином вуглекислотою, вміст якої може досягати 15-20% об'єму.

Вуглекислий газ, що знаходиться в грунтах, сприяє утворенню (при реакції вище рН 5) бікарбонатів. При реакції середовища нижче рН 5 вуглекислий газ сприяє розчиненню карбонатів і, утворюючи вугільну кислоту, може брати участь в процесах хімічного і біохімічного вивітрювання, сприяючи переміщенню різних речовин по профілю грунтів. За умов нестачі кисню припиняється ріст коренів, проростків, елементи живлення стають недоступними, а зміна фізичних умови в грунті призводить до припинення росту рослин і втрати грунтової родючості. Для забезпечення найкращих умов газового складу грунтового повітря, аерації, росту рослин і розвитку мікроорганізмів необхідно, щоб пористість аерації верхніх горизонтів грунту перебувала в межах 15-20% обсягу грунту.

Співвідношення в грунтах 0₂ і С0₂ постійно змінюється у зв'язку з сезонними і річними циклами розвитку рослин і кліматичними факторами.

Поліпшення повітряного режиму грунту прямо пов'язане зі звичайними агротехнічними прийомами з регулювання фізичних властивостей грунтів і водного режиму. Підвищення аерації грунтів досягається зменшенням зволоження верхніх горизонтів. Однак для росту рослин потрібно оптимальне співвідношення між грунтовим повітрям і вологою, що досягається лише в добре оструктуренних грунтах додаванням органічних добрив при оранці. Хороший ефект дає осушення боліт, створення мікропідвищень, лісомеліоративних насаджень.

Вода - найважливіший фактор життя па Землі. Вона входить до складу всіх живих організмів, беручи участь практично у всіх процесах, пов'язаних з розвитком рослин. Вода відіграє величезну роль у формуванні та розвитку грунтового покриву. В грунтоутворенні, особливо у формуванні грунтової родючості, вода відноситься до найбільш істотних біофізичних реагентів, значимість яких порівняна, за визначенням Г. М. Висоцького, лише з кров'ю живого організму.

Джерелом води на поверхні суші найчастіше є атмосферні рідкі (дощі, зливи) і тверді (сніг, паморозь, іній) опади, а також грунтові води, що залягають в пронизаній коренями зоні грунту за умов близько розташованого рівня грунтових вод. Частина вологи надходить у формі сконденсованої пароподібної вологи. Кількість води, що надходить в грунт, залежить від клімату, рельєфу, типу та виду рослинності, гідрогеологічних умов. Кількість води, що надходить на поверхню суші, вимірюється в мм водного шару: 1 мм опадів на 1 га відповідає 10 т води. Для створення 1 г сухої речовини рослинам потрібно від 200 до 1000 г води. Отже, для генерації рослинами 400-500 т сухої речовини лісу потрібно 40-50 тис. т води або не менше 400-500 мм опадів. Відомо, що влітку в середній смузі випадає тільки 200-300 мм, отже, іншу частину вологи лісові насадження беруть з грунту, завдяки його водоутримуючій здатності.

Водоутримуюча здатність грунту обумовлена його пористістю, високою подрібненістю частинок та дисперсністю. Її величина якої коливається від 1-2 (в пісках) до 200-300 м2 (в глинах) для поверхні грунту масою 1 м. Така величезна поверхня грунтових частинок обумовлює велику поверхневу енергію сил тяжіння, пропорційних площі поверхні. В результаті пароподібна і рідка вода, надходячи через пори в грунт, утримується під впливом цих сил, утворюючи специфічні форми вологи. Потрапивши на поверхню грунтів і пухких гірських порід, що володіють водопроникністю і водоутримуючою здатністю, вода контактує з мінеральними і органічними частинками і, взаємодіючи з ними, утворює різні форми вологи, що відрізняються силами взаємодії та доступністю для рослин.

Вперше існування різних форм вологи в грунтах і грунтах було науково і експериментально доведено А. Ф. Лебедєвим. На даний час виділяють декілька форм вологи в залежності від її фізичного і хімічного стану і сил, якими вона утримується.

Вода, що входить у формі йонів до складу вторинних глинистих мінералів або утворює гідроокису металів, називається конституційною (хімічно пов'язаною). Вона може бути видалена при нагріванні до 150-300°С. Якщо волога входить до структури мінералу - кристалічної решітки, то вона носить назву кристалізаційної, оскільки волога захоплюється мінералами при їх кристалізації. Ця волога може бути видалена при нагріванні до 105-108°С. Хімічно пов'язана волога утримується йонними і молекулярними силами і не може бути використана рослинами.

Пароподібна волога знаходиться в грунтовому повітрі, розміщеному між грунтовими частинками. Зазвичай грунтове повітря повністю насичене водяними парами. В пароподібній формі волога пересувається з теплих шарів грунту в холодні, де відбувається її конденсація - згущення. Утворення конденсату пароподібної вологи також відбувається при охолодженні поверхні грунту, наприклад вночі в піщаних грунтах. Днем сконденсувана волога знову переходить в пароподібний стан. Той же процес конденсації і наступного замерзання води відбувається взимку. У літній період пароподібна волога може пересуватися в глибокі горизонти грунтів. Після конденсації частина її стає доступною для рослин. Проте великого значення в житті рослин ця форма вологи не має.

Гігроскопічна волога утворюється внаслідок здатності дрібних частинок грунту поглинати молекули вологи з повітря. Завдяки цьому тверда частинка вкривається тонкою плівкою вологи. Ця форма вологи утримується значними молекулярними силами. Гігроскопічна волога володіє особливими властивостями. Її щільність близько 1,7, вона не замерзає і не розчиняє солей. Кількість поглиненої вологи залежить від природи речовини, температури і кількості водяної пари, що знаходиться в грунтовому повітрі. Максимальна кількість вологи, яка може поглинути з повітря подрібненою речовиною, визначається в ексикаторі над 10%-ним розчином сірчаної кислоти, який підтримує вологість повітря у 94%. Визначена таким чином величина вологи називається максимальною гігроскопічністю. Гігроскопічна волога рослинам недоступна.

Плівкова волога є однією з найпоширеніших у природі форм води. При надходженні вологи в грунт перші її порції йдуть на збільшення товщини плівки води навколо частинок і утримуються великими молекулярними силами, тому вони недоступні для рослин. Загальна кількість недоступної вологи дорівнює приблизно 150% від максимальної гігроскопічності грунтів. При цій вологості рослини виявляють ознаки зав'ядання. Нові порції вологи, що надходять в грунт, йдуть на подальше потовщення водної плівки і утримуються меншими молекулярними силами. Ця частина вологи здатна пересуватися від більш товстих до більш тонких плівок. Пересування відбувається повільно, і хоча волога доступна рослинам, її запас в грунті невеликий. Після насичення грунтів або грунту плівковою вологою нові порції води вже не можуть утримуватися молекулярними силами і утворюють капілярну форму вологи, яка надходить в капілярні проміжки.

Між частинками, що складають рихлі гірські породи і грунти, є дуже велика кількість проміжків. Пори грунту, величиною від 0,1 до 0,003 мм, утворюють густу розгалужену систему капілярів. Чим менший розмір часток, тим тонші капіляри в грунті. Капіляри здатні піднімати і утримувати вологу. Чим тонші капіляри, тим повільніше і вище піднімається в них волога. Якщо капіляри заповнити вологою зверху, то надлишок її стече, а решта буде утримуватися в них. За формою розрізняють капілярно-підперту вологу, якщо вода піднімається вгору від рівня грунтових вод, і капілярно-підвішену, якщо волога висить у верхньому шарі грунту, що спостерігається після випадання і просочування опадів. В піщаних відкладах капіляри дуже великі і вода повністю не заповнює проміжки між частинками, утворюється лише так звана стикова вода, що заповнює вузькі проміжки стиків між піщаними частками. У структурних суглинних грунтах капілярна вода знаходиться всередині грудочок і на їх стиках. У глинистих, мулових грунтах капіляри дуже тонкі (менше 0,003), вода через них не проходить, тому що стінки капілярів зайняті гігроскопічної вологою. Капілярна волога рухається і є основною формою, доступної для рослин.

Вологоємність - це кількість води, що характеризує водоутримуючу здатність. Вона виражається у відсотках маси грунту, а при обліку об'ємної щільності - в мм для певного шару грунту. Вологоємність, як правило, збільшується при збільшенні кількості глинистих частинок в грунті. Найбільшою вологоємністю володіють органогенні горизонти - лісові підстилки та торф, які утримують вологи в 5-20 разів більше від своєї власної маси. Розрізняють максимальну молекулярну, найменшу, капілярну і повну вологоємність грунту.

Максимальна молекулярна, або максимальна адсорбційна, вологоємність дорівнює максимальній гігроскопічності грунту. Вона залежить від механічного складу грунтів. Чим більше мулистих частинок містить грунт, тим вища максимальна гігроскопічність. У пісках вона коливається в межах 0,5-1,5%, у важких суглинках досягає 8-10%. З цією формою вологоємності пов'язана величина вологості стійкого зав'ядання рослин. Зазвичай нижче цієї вологості вода в грунті стає недоступною і рослини гинуть. У піщаних грунтах вона коливається в межах 1-3%, у важкосуглинистих грунтів вона близько 20%.

Найменша, або польова, вологоємність відповідає капілярно-підвішеній формі вологи, що утворюється після стікання надлишку вологи в глиб грунту при досить глибокому заляганні грунтових вод. Величина найменшої вологоємності залежить від механічного, мінералогічного, хімічного складу грунту та його об'ємної щільності. У піщаних грунтах найменша вологоємність дорівнює 3-5%, в суглинистих і глинистих 18-23%, а в добре оструктуренних суглинистих грунтах - навіть 35-38%.

Випаровування капілярно-підвішеної вологи може відбуватись до певної межі, поки грунт не досягне вологості розриву капілярних зв'язків (ВРК). Зазвичай ВРК в добре оструктуренних грунтах дорівнює 90%, в погано оструктуренних або мікроагрегатних - 60-70% найменшої вологоємності. У піщаних грунтах волога в рідкому вигляді не пересувається до поверхні грунту. При вологості грунту між ВРК і найменшою вологоємністю рослини не відчувають нестачі у волозі.

Капілярна вологоємність - кількість вологи, що утримується грунтом в межах капілярної кайми. Кількість утримуваної вологи залежить від потужності грунтового профілю і висоти над рівнем "вільного дзеркала води". У граничних випадках вона дорівнює повній пористості грунту, тобто коливається від 26 до 40-45%. Капілярна вологоємність менше в крупнозернистих пісках і оструктуренних грунтах.

Повна вологоємність спостерігається при заповненні вологою всіх пір грунту і дорівнює загальній пористості грунту.

Продуктивна волога - це кількість води, яка доступна для рослин.

Водопідіймальна здатність - властивість грунту викликати капілярний підйом вологи від грунтових вод, утворюючи капілярну отороку. Якщо капілярна кайма виходить на поверхню грунтів, то спостерігаються або процеси заболочування (на півночі), або засолення грунтів (на півдні). Водопідіймальна здатність залежить від механічного складу грунту. В пісках капілярна кайма має висоту до 0,7-0,8 м, в супісках до 1,0-1,5 м, в середніх і важких суглинках до 3-5 м.

Водопроникність - здатність грунту пропускати воду; вимірюється кількістю мм водного шару за 1 хвилину. Залежить від механічного складу, об'ємної щільності, водоміцності структури і вологості, тому змінюється в часі. Розрізняють дві стадії процесу - вбирання та фільтрацію (просочування). Вбирання відбувається до тих пір, поки пори грунту не заповняться водою, а фільтрація - після заповнення їх і утворення суцільного потоку рідини. За Н. А. Качинським, якщо при стовпі води 50 мм та температурі +10°С грунт пропускає за 1 год понад 1000 мм, водопроникність вважається провальною, від 1000 до 500 - занадто високою, від 500 до 100 - найкращою, від 100 до 70 хорошою, від 70 до 30 - задовільною і менш 30 мм - незадовільною. Провальна фільтрація характерна для лісових підстилок і пухких пісків; найкраща - для середніх і легких, добре оструктуренних суглинків; задовільна - для іллювіальних горизонтів, дерново-підзолистих грунтів, незадовільна - для щільних грунтових горизонтів. Водопроникність відіграє велику роль як у житті грунтів, так і в збереженні грунтової родючості. Висока водопроникність лісових підстилок забезпечує вбирання вологи в грунт після злив, танення снігу. Навпаки, низька фільтрація ущільнених горизонтів сприяє утворенню поверхневого стоку води, ерозійних процесів, формуванню внутрігрунтової верховодки, заболочування і непродуктивного випаровування вологи в атмосферу.

Здатність грунту до ипаровування вологи залежить від її механічного складу, ступеня оструктуренності, покриття поверхні грунту мертвим і живим покривом, а також від рельєфу, клімату і ступеня зволоження ділянки. Максимальні показники випаровування спостерігаються на оголених безструктурних, насичених до капілярної вологоємності ділянках грунтів, мінімальні - на поверхні крупнозернистих пісків і ділянок, вкритих лісовою підстилкою або мульчею. Лісові підстилки знижують випаровування в 3-7 разів в порівнянні з відкритим місцем або луговою рослинністю і можуть утримати води в 5-7 разів більше, ніж їх маса. Вони, маючи високу фільтрацією, перешкоджають утворенню поверхневого стоку, сприяючи формуванню спадного струму води і поповненню запасів грунтової вологи. Лісові підстилки не викликають водної ерозії, захищають грунт від ударів дощових крапель, сприяючи збереженню пухкої будови верхніх горизонтів грунтів і захищаючи структурні грудочки від руйнування. Вони сприяють також збереженню в грунтах капілярної вологи.

Найбільш важливими фізико-механічними властивостями є пластичність, липкість, набухання, усадка, зв'язність, твердість і стиглість. Велика частина цих властивостей пов'язана з кількістю глинистих або мулистих часток і вологістю грунту.

Пластичність - здатність вологого грунту необоротно міняти форму без утворення тріщин після впливу певного навантаження. Пластичність характеризується числом Аттеберга. Верхньою межею пластичності вважають вологість, при якій грунт починає текти, а нижньою - вологість, при якій грунт перестає скочуватися в шнур без тріщин діаметром більше 3 мм. Піски мають число пластичності - 0, супіски - 0-7, суглинки - 7-17, глини - понад 17. Пластичність грунту широко використовується при визначенні механічного складу грунтів методом скочування шнурів та куль, при розрахунках тягових зусиль із обробки грунтів.

Липкість - властивість вологого грунту прилипати до інших тіл, зокрема до поверхні сільськогосподарських знарядь, вона вимірюється навантаженням в паскалях, необхідним для відриву металевої пластинки від вологого грунту. Липкість залежить від механічного складу грунтів, оструктуреності, кількості органічної речовини, насиченості грунтів різними катіонами. Грунти супіщані і піщані, оструктурені, багаті органікою мають меншу липкість. За липкістю грунти поділяються на гранично липкі (> 147 Па), сильно в'язкі (49,0-147 Па), середні (19,6-49,0 Па), слабо в'язкі (19,6 Па).

Набухання - властивість грунтів і глин збільшувати свій об'єм при зволоженні. Воно залежить від вмісту мулистої частини грунту, її мінерального складу, складу обмінних катіонів. Більше набухають глини, особливо складені монтморилонітом і насичені Na або Li. Набухання виражають в об'ємних % по відношенню до вихідного об'єму. Усадка - скорочення обсягу грунту при його висиханні. Це явище зворотне набуханню, залежне від тих самих умов, що й набухання. Вимірюється в об'ємних % по відношенню до вихідного об'єму. При усадці грунт може покриватися тріщинами, можливі формування структурних агрегатів, розрив коренів, посилення випаровування. Усадка викликає зміну процесів розкладання органічних речовин, збільшення аеробіозису грунту.

Зв'язність - здатність грунтів чинити опір розриваючому зусиллю. Вона обумовлена силами зчеплення між частинками і залежить від складу колоїдів і катіонів. Найбільш зв'язними є глини, малооструктурені грунти, насичені одновалентними катіонами. Зв'язність вимірюється в Па при випробуванні зразків на зсув, розрив, вигин, розчавлювання. У легких грунтах органічна речовина і деяка вологість збільшують зв'язність, в суглинистих, навпаки, зменшують. Зв'язність грунту впливає на якість обробки і опір впливу машин і знарядь.

Твердість грунту - здатність чинити опір стисненню і розклинюванню. Вимірюється за допомогою твердоміру і виражається в Па. Твердість грунту залежить від механічного складу, складу катіонів та вологості. У міру зволоження грунту його твердість зменшується, при насиченні одновалентними металами - збільшується, малогумусні грунти твердіші сильно гумусованих, оструктурені грунти менш тверді, ніж неоструктурені. Твердість може бути використана при визначенні необхідної сили тяги при обробці грунту.
 
Стиглість грунту - такий стан, при якому він не прилипає, добре кришиться, має найменший питомий опір і не пилить. Розрізняють фізичну і біологічну стиглості. Фізична стиглість спостерігається при оптимальній вологості, яка коливається в межах 40-60% повної вологоємності. Біологічна стиглість - це такий стан грунту, при якому він "підходить, як тісто" від наявності в ньому вуглекислого газу або максимальної біологічної активності мікроорганізмів (розкладання та переробки органічних речовин, вивільнення елементів живлення).

Фізичні властивості грунту пов'язані з його дисперсністю (роздробленістю на окремі частки) і пористістю (ступенем примикання частинок грунту одна до одної). Завдяки дисперсності і пористості в грунтах можна виділити три фази - тверду, рідку та газоподібну, що знаходяться у взаємодії. Найменш рухома частина - тверда фаза грунту і особливо мінерали, більше рухливі - органічні речовини, ще більш динамічні - рідка і газоподібна фази. Тому фізичні властивості можуть бути розділені на основні (загальні фізичні, фізико-хімічні, водні, повітряні, теплові) і функціональні, пов'язані з різними режимами (водним, повітряним, тепловим). До числа загальних фізичних властивостей грунту відносять відносну щільність, об'ємну щільність і пористість.

Відносна щільність грунту - це відношення маси його твердої фази до маси води в тому ж обсязі при температурі +4°С. Величина відносної щільності грунтів залежить від щільності частинок мінералів, що входять до грунту, та їх співвідношення, а також від кількості органічної речовини. Зазвичай щільність мінеральних горизонтів грунтів коливається в межах 2,4-2,8, а органогенних - від 1,4 до 1,8 (торф). Щільність верхніх гумусованих горизонтів грунтів в середньому дорівнює 2,5-2,6, нижніх - 2,6-2,7.

Об'ємна щільність грунту - маса одиниці об'єму абсолютно сухого грунту, взятого у природному заляганні, виражена в г/см³. Щільність - одне з найважливіших властивостей, що визначають здатність грунту пропускати і утримувати вологу, повітря, чинити опір знаряддям обробітку грунту тощо. Густина залежить від типу рослинності, механічного і мінералогічного складів грунту (дисперсності), будови, оструктуреності і ступеня обробки грунтів.

Найменша об'ємна щільність зазвичай спостерігається у верхніх горизонтах грунтів, найбільша - в іллювіальних та глейових горизонтах. У добре оструктурених, пухких дерново-підзолистих грунтах найменша об'ємна щільність спостерігається в лісових підстилках - 0,15-0,40 г/см³, в гумусових горизонтах вона підвищується до 0,8-1,0, в підзолистих - до 1,4 - 1,45, іллювіальних-до 1,5-1,6 і в материнській породі - до 1,4-1,6 г/см³. Величина об'ємної щільності грунтів залежить від типу рослинності. Так, в гумусових горизонтах під зімкнутими ялинниками вона дорівнює 0,9-1,1, під березняками -1,0-1,3, під злаками - 1,2-1,4 г/см³.

Кожен вид рослин здатний підтримувати об'ємну щільність грунтів на тому чи іншому рівні, тобто в певному інтервалі величин. Найбільш сприятлива для рослинності величина об'ємної щільності верхніх горизонтів грунтів коливається в межах 0,95-1,15 г/см³. Граничною величиною характеризуються глейові горизонти грунтів з максимальною об'ємною щільністю 2,0 г/см³. Якщо об'ємна щільність грунтів дорівнює 1,6-1,7 г/см³, корені деревних порід практично в грунт не проникають (при щільності грунту 2,66-2,70 г/см3), а сільськогосподарські культури знижують урожай в 3-4 рази . Грунт вважають пухким, якщо об'ємна щільність гумусових горизонтів дорівнює 0,9-0,95, нормальним - при 0,95-1,15, ущільненим - при 1,15-1,25, та сильноущільненим - за величин понад 1,25 г/см³. Знаючи величину об'ємної щільності горизонту грунту, можна підрахувати запас будь-якої сполуки в грунті.

Пористість - сумарний обсяг усіх пір і проміжків між частинками твердої фази грунту. Її обчислюють за щільністю та об'ємною щільністю грунту і виражають у % обсягу грунту. Розрізняють декілька форм пористості, найголовнішими з них є капілярна і некапілярна. Капілярна пористість зазвичай вимірюється в лабораторних умовах і дорівнює кількості води, яка утримується у тонких капілярних проміжках між частинками твердої фази грунту. Звичайно чим більше глинистих часток, тим більша капілярна пористість. В оструктурених грунтах вода між грудочками стікає через великий розмір пор, а в самих грудочках утримується в капілярах. Різниця між загальною і капілярною пористістю становить некапілярна пористість.

Найбільша пористість (80-90%) спостерігається в лісових підстилках, трав'яній повсті, торфі, тобто органогенних горизонтах. У мінеральних гумусованих горизонтах вона дорівнює 55-65%, у верхніх безгумусних 45-55%, в нижніх горизонтах грунту може бути нижче 45%. Мінімальна пористість спостерігається в глейових горизонтах грунтів і дорівнює близько 30%.

Для розвитку кореневих систем деревних порід найкращі умови створюються при пористості грунтів у 55-65%; при пористості 35-40% коріння важко проникають у грунт, а при пористості глейових горизонтів грунт практично стає корененепроникним. Велике значення має некапілярна пористість. Для найбільш освоєних корінням горизонтів вона, як правило, становить більше 10%; при зниженні її до 3% нижні горизонти грунтів стають малодоступними для коренів. Некапілярна пористість забезпечує проникнення повітря в грунт - аерацію. Для нормального розвитку рослин важливо, щоб грунти мали високу капілярну пористість і пористість аерації не менше 20% обсягу грунту

Кислотність грунтів обумовлена присутністю в них обмінного водню та обмінного алюмінію. Джерелом йона водню в грунтах є органічні кислоти. Обмінний алюміній знаходиться в грунтах у складі солей і алюмосилікатів. У грунтах розрізняють два види кислотності: актуальну та потенційну.

Актуальна кислотність обумовлена присутністю в грунтовому розчині вільних йонів у формі Н+ і ОН-. Вона визначає реакцію грунтового розчину і характеризується величиною рН, що представляє собою негативний логарифм концентрації водневого йона. Визначення рН грунтового розчину має величезне значення, оскільки саме актуальна кислотність грунтів визначає життєдіяльність мікроорганізмів і умови існування рослин.

Потенційна кислотність показує сумарний вміст кислот і кислотних агентів в даному грунті. Ця форма кислотності визначається шляхом титрування грунтового розчину розчином лугу певної концентрації. Калій нейтральної солі витісняє з ГПК водень, який, вступаючи в реакцію з іоном хлору, утворює соляну кислоту. Розрізняють дві форми потенційної кислотності (в залежності від характеру витіснення): обмінну і гідролітичну. Обмінна кислотність обумовлена наявністю в ГПК обмінного водню або обмінного алюмінію. Обмінна кислотність виявляється при взаємодії твердої фази грунту з нейтральними солями. При цьому водень або алюміній витісняються з ГПК катіоном нейтральної солі. Поява в розчині обмінних алюмінію і водню надає йому кислу реакцію. Гідролітична кислотність показує максимально можливу кількість водню й алюмінію, що знаходяться в обмінному стані в грунті. Вона визначається при обробці грунту ацетатом натрію (CH₃COONa), який створює лужне середовище і тим самим сприяє більш повному витісненню поглиненого водню. Кількість витраченої оцтової кислоти визначає величину гідролітичної кислотності. Гідролітична кислотність зазвичай більше обмінної.

Поліпшення властивостей грунтів і зниження грунтової кислотності досягаються внесенням в грунт іона Са²⁺ у формі вапна, меленого вапняку, крейди та інших добрив, тобто так званим вапнуванням грунту. Якщо в кислий грунт вносять вапно, протікає реакція обміну. В результаті вапнування в грунті не утворюється сполук, шкідливих для рослин. У першу чергу вапно вносять до грунту, які мають рН до 3,5, потім - від 3,5 до 4,5 і, нарешті, від 4,5 до 5,5. Вище рН = 5,5 вапнування не проводиться. Дозу вапна визначають за рН. При внесенні вапна за рН нейтралізується обмінна кислотність грунту. Для вапнування кислих грунтів лісових розсадників рекомендується вносити 2/3 дози, встановленої за рН, або половину дози, обчисленої за гідролітичною кислотністю грунту. Відразу після внесення вапна в лісових розсадниках не слід висівати насіння хвойних порід, так як вапно створює лужну реакцію середовища. У лісових культурах вапнування проводять врозкид. У перші роки спостерігається деяке зниження приросту через лужну реакції грунтів, спричинену добривом. Вапнування роблять раз на 3-5 років.

Лужність грунтів. Розрізняють актуальну і потенційну лужність грунтів. Актуальна лужність - це лужність грунтового розчину, що виникає під впливом гідролітично лужних солей, наприклад соди або бікарбонату кальцію. Потенційна лужність виявляється у грунтів, що містять в грунтовому поглинаючому комплексі натрій. Вона характерна для солонцюватих і засолених грунтів і визначається реакцією з утворенням соди. Боротьба з лужністю проводиться гіпсування грунтів. Сірчанокислий натрій водорозчинний, легко вимивається. Введення в грунтовий комплекс Са²⁺ покращує властивості грунтів. Для зниження лужності солонців застосовують суперфосфат, сульфат амонію, гній.

Буферність грунтів - це властивість грунту підтримувати постійну реакцію грунтового розчину. Буферність залежить від хімічного складу і ємності поглинання грунту, складу поглинених катіонів і властивостей грунтового розчину. Якщо в грунт влити трохи соляної кислоти, то можна очікувати підкислення грунтового розчину, проте цього не відбудеться, тому що відбудеться обмінна реакція з утворенням нейтральних солей. Якщо додати луг, наприклад соду, то і вона також буде нейтралізована. Буферна здатність грунтів буде тим вищою, чим більша їх ємність поглинання. На буферні властивості грунтів має великий позитивний вплив бікарбонат кальцію. Буферність - явище, яке забезпечує більш-менш постійну концентрацію водневих і гідроксильних йонів в грунті, що дає можливість рослинам пристосуватися до умов середовища.

При визначенні лісорослинних властивостей найбільше значення має грунтовий поглинаючий комплекс, сума поглинених основ, реакція середовища, склад катіонів та аніонів, ступінь насиченості грунтів основами. Певні деревні породи пред'являють свої індивідуальні вимоги до грунтових умов. Хороше зростання сосни, наприклад, спостерігається при ємності поглинання 7-12 мг-екв, або 15-18 мг-екв, дуба 16-25 мг-екв на 100 г грунту при рН 5,5-6,5. Сприятливі умови для зростання лісу складаються при насиченості грунтів основами на 50-80% та вмісті рухливих легкорозчинних сполук калію і фосфору понад 5 мг на кожні 100 г грунту. На сильнокислих і лужних грунтах зростання більшості деревних порід пригнічене. У цих випадках здійснюють хімічну меліорацію грунтів, тобто вапнування або гіпсування. Посилення росту рослин призводить до розвитку біологічної поглинальної здатності грунтів і збагаченню їх необхідними для рослин елементами живлення.

Розчини і суспензії, пересуваючись в грунтах, контактують з грунтовими частинками. Частина молекул та йонів затримується і обмінюється. Здатність твердої фази грунту поглинати з грунтових суспензій і розчинів і обмінювати з ними різні речовини називається поглинаючою здатністю грунту. Розрізняють п'ять видів поглинальної здатності грунтів: механічну, фізичну, фізико-хімічну, або обмінну, хімічну і біологічну. Всі форми поглинальної здатності залежать від колоїдної (мулистої) частини грунту, а дві з них - фізична і фізико-хімічна - пов'язані з колоїдами грунту та їх властивостями.

Механічна поглинальна здатність - це здатність грунту затримувати в своїх порах частки грунтових суспензій. Грунтові суспензії утворюються при стоці і вбиранні води в грунт. Вода, що потрапляє в грунт, містить зважені частинки, різноманітні молекули і йони. Частинки, пересуваючись по системі грунтових пір і ходів разом з водою, поступово застряють в проміжках, що мають менший розмір, ніж вони самі. Це найчастіше відбувається в згинах, глухих кутах. Найбільша кількість частинок затримується у вузьких порах. Таким чином, чим менший розмір грунтових пор, тим більше частинок затримується при просочуванні грунтових суспензій. Камені, наприклад, погано затримують частинки суспензій; в пісках затримуються глинисті частинки, а в суглинистих грунтах - колоїдні частинки і навіть мікроорганізми. Механічна поглинальна здатність грунтів забезпечує високу ступінь очищення грунтових розчинів від зважених часток. Частина їх залишається у верхніх шарах, накопичується і з часом може змінити механічний склад грунту. Ця форма поглинальної здатності грунтів використовується при зрошенні, очищенні водних суспензій в промислових цілях, очищенні питної води.

Фізична поглинальна здатність грунтів - це здатність колоїдних частинок поглинати з грунтових розчинів молекули речовин, що знижують поверхневий натяг водної плівки. При механічному поглинанні суспензії звільняються від частинок і перетворюються в розчини, що містять молекули і йони. Кожна грунтова частинка виявляється оточена водною плівкою. Відомо, що на поверхні частинки молекулярний шар води утримується дуже великими силами, які створюють підвищений натяг водної плівки. Зазвичай натяг водної плівки на межі з повітрям при 0°С дорівнює 75,5 дин/см. Тому чим більше в грунті дрібних частинок, тим більше загальна поверхня водної плівки, а отже і енергія сил поверхневого натягу.

К. К. Гедройц, вивчаючи розчини різних солей, встановив, що речовини можна розділити на дві великі групи: понижуючі поверхневу енергію водних плівок, та ті, що підвищують її. Сила поверхневого натягу водної плівки змінюється при впливі різних кислот і солей. Неорганічні кислоти та їх солі часто підвищують, а органічні кислоти, спирти, алкалоїди та фарби знижують поверхневий натяг водної плівки і тим сильніше, чим більше їх концентрація в грунтовому розчині. Тому розподіл молекул речовин навколо грунтової частинки різниться. Молекули речовин, що знижують поверхневий натяг водних плівок, будуть утримуватися нею - це явище отримало назву позитивна адсорбція. Речовини, що підвищують поверхневий натяг водної плівки, будуть розташовуватися на значній відстані від грунтової частинки - це явище носить назву негативна адсорбція. Таким чином, при просочуванні грунтового розчину речовини, що знижують поверхневий натяг водної плівки, тобто органічні кислоти, спирти, алкалоїди, будуть утримуватися і накопичуватися в грунті, а речовини, що підвищують поверхневий натяг - неорганічні солі, які найчастіше добре дисоціюють, будуть знаходитися в розчині. Зменшення поверхневої енергії водних плівок може відбутися не тільки внаслідок позитивної адсорбції, а й при процесах коагуляції, що супроводжуються зменшенням загальної поверхні грунтових частинок, тобто фізична поглинальна здатність в значній мірі залежить від стану колоїдів грунту.

Фізико-хімічна, або обмінна, поглинаюча здатність грунтів - це здатність головним чином колоїдних (мулистих) частинок утримувати та обмінювати йони з грунтовим розчином. Водний розчин, що оточує грунтові частинки, містить значну кількість речовин, дисоційованому на йони - катіони і аніони (катіони заряджені позитивно, аніони - негативно). Наприклад, в грунтовому розчині можуть перебувати катіони Na +, К +, Mg2 +, Са2 +, Н +, F3 + та аніони CI-, S042-, Р043-, N032-. Грунтові колоїди також мають позитивний (або негативний) заряд, тому частинки, заряджені негативно, а це майже вся основна частина мінеральних і органічних частинок, будуть утримувати катіони, а заряджені позитивно - аніони. Внаслідок того, що грунтові колоїди несуть в основному негативний заряд, в грунтах відбувається переважно поглинання катіонів. Чим більше колоїдних частинок в грунті, тим більше катіонів вони зможуть утримати в поглиненому стані. Катіони утримуються грунтовими частинками досить міцно і можуть бути витіснені тільки в разі їх заміни іншими при зіткненні з грунтовим розчином. Заміна відбувається в результаті обмінних хімічних реакцій. Обмін йонів відбувається дуже швидко і в еквівалентних кількостях, тобто один катіон Са²⁺ замінюється на два катіона Н⁺ або К⁺, причому будь-який катіон грунту може бути заміщений будь-яким катіоном грунтового розчину. Грунтові колоїди найбільш енергійно поглинають Fe³⁺, Al³⁺, Н⁺, Са²⁺, Mg²⁺, К⁺, Na⁺. Цей ряд написаний у міру убування енергії поглинання. Найчастіше Fe³⁺ і Аl³⁺ утворюють складні, комплексні, нерозчинні у воді сполуки. Тому в природних умовах в поглиненому стані знаходяться Н⁺, Са²⁺, Mg²⁺, К⁺ і рідше Na⁺, вміст яких залежить від умов і факторів грунтоутворення.

Таким чином, в грунтах знаходяться в поглиненому стані сполуки сірки, фосфору, в менших кількостях - азоту і хлору. Однак грунтовий поглинаючий комплекс переважно складається з негативно заряджених частинок і тому поглинаються в основному катіони. Грунти, насичені катіоном водню - це кислі грунти з нестійкою грудкувато-пилуватою структурою, частинки якої розпливається під впливом води. Колоїди цих грунтів гідрофільні, частково оборотні. Катіон Н + не використовується як елемент живлення і нерідко пригнічує життя мікроорганізмів і рослин. Катіон алюмінію в рухомий формі отруйний для рослин, надає грунтам кислі властивості, однак є хорошим коагулятором і сприяє утворенню міцної структури. Натрій - катіон, що надає середовищу лужної реакції, у великих кількостях викликає загибель рослин, руйнує грунтову структуру, диспергує її; колоїди натрію гідрофільні, рухливі, солі натрію розчинні. Катіони кальцію і магнію переважають в поглинаючому комплексі чорноземних грунтів і надають їм реакцію близьку до нейтральної. Вони хороші коагулятори, що сприяють закріпленню органічних речовин у грунтах. Колоїди їх гідрофільні, незворотні. Катіони кальцію і магнію сприяють утворенню стійкої до дії води грунтової структури. Катіон заліза входить в грунтовий поглинаючий комплекс кислих грунтів. Він хороший коагулятор, надає міцності грунтовій структурі, утворює з аніонами фосфорної кислоти погано диссоційовані та малорозчинні сполуки. Колоїди незворотні, гідрофобні. Аніони затримуються грунтом лише частково, причому деякі з них (Р04-і SO4-) утворюють в грунті нерозчинні у воді солі, а Сl якщо не перехоплюється корінням рослин, то, як правило, вимиваються за межі грунтів.

Хімічна поглинальна здатність - це здатність грунтів затримувати катіони і аніони у формі нерозчинних або важкорозчинних сполук. Утворення таких сполук може відбуватися при збільшенні концентрації речовин і випаданні їх в осад, а також в результаті хімічних реакцій, що протікають в грунтовому розчині. Так, важкорозчинні сполуки фосфору з кальцієм утворюються при внесенні суперфосфату в чорноземні грунти. Якщо в грунті присутні гідрати заліза, можуть утворитися фосфати заліза. Важкорозчинні сполуки можуть утворюватися при взаємодії йіонів Са2 +, Mg2 +, Fe3 +, Аl3 + при обмінних реакціях. Таким чином, катіони і аніони можуть затримуватися в грунті. Деяка частина їх дає новоутворення в формі білоочки, псевдоміцелій, вохристих плями, рудякові зерна тощо. Завдяки хімічній поглинаючій здатності в грунтах накопичуються такі елементи живлення, як фосфор і сірка.

Біологічна поглинальна здатність грунтів обумовлена вибірковим поглинанням елементів живлення корінням рослин і мікроорганізмами. Закріплені у формі органічної речовини елементи живлення надходять в грунти і накопичуються в них. Біологічна поглинальна здатність грунтів забезпечує закріплення азоту і всіх найважливіших елементів живлення у найбільш вигідних для рослин співвідношеннях. Вона має особливо велике значення для еродованих, молодих, слаборозвинених і легких за механічним складом грунтів.

При грунтоутворюючих процесах і вивітрюванні в пересуванні, закріпленні, утворенні та розкладанні різних речовин беруть участь всі форми поглинальної здатності.

Колоїдами називаються мінеральні, органічні та органо-мінеральні частинки і молекули розміром від 0,1 до 0,001 мікрона (мікрон - одна тисячна частка міліметра). Колоїдні властивості починають проявлятися у часток розміром менше 1 мікрона, або 0,001 мм - передколоїдна фракція. З водою вони утворюють колоїдні розчини, виявляють броунівський рух, проходять через паперові фільтри, але не проходять через органічні. Слід зазначити, що водні розчини з частинками більше 1 мікрона утворюють водні суспензії, а з частинками менше 0,001 мікрон - справжні, або молекулярні, розчини. Речовини, роздроблені до колоїдних частинок, мають велику питому поверхню. Колоїди за механічним складом відносяться до фракції мулу (частинки менше 0,001 мм), а відповідно до двочленної класифікації - до фракції фізичної глини (частки менше 0,01 мм).

Багато властивостей грунтів залежать від складу і властивостей колоїдних частинок. У природі колоїдні частинки утворюються при подрібненні мінералів і гірських порід під впливом вивітрювання і грунтоутворення, розкладанні органічних речовин, утворенні гумусу, в якому беруть участь органічні і мінеральні сполуки. Колоїдні частинки за походженням поділяються на мінеральні, до складу яких входять вторинні глинисті мінерали (гідрослюди, монтморилоніт, каолініт, гетит, гідрати окису заліза), а також дрібні частки первинних мінералів (в основному кварц і слюди), органічні, представлені головним чином гумусовими кислотами та їх солями, і органо-мінеральні сполуки гумусових речовин з глинистими (вторинними) мінералами.

Кожна колоїдна частинка складається з однорідної речовини кристалічної або аморфної будови. Атоми, що знаходяться на межі колоїдної частинки з водою або повітрям, мають вільні валентності. Однією з причин виникнення вільних валентностей є дисоціація молекул у грунтових розчинах. Наприклад, молекули ортокремнієвої кислоти H₄Si0₄, що утворюються в процесі вивітрювання, при їх частковій дисоціації на йони (3Н⁺, HSi0₄^3-) і переході позитивно заряджених йонів водню в розчин набувають від'ємного заряду. У колоїдів, що складаються з вторинних глинистих мінералів, негативний заряд утворюється при частковій дисоціації молекул і переході у розчин катіонів Н⁺, Са²⁺, Mg²⁺, Fe³⁺, а також при заміщенні тривалентних елементів на двовалентні і розриві кисневих зв'язків, що з'єднують атоми силіцію.

В органічних сполуках дисоціюють карбоксильні (-СООН), фенолгідроксильні (-ОН) і деякі інші групи. Найбільш активними є карбоксильні групи. При взаємодії з грунтовим розчином катіон водню відщеплюється, а аніон залишається скріпленим з органічною колоїдною частинкою, яка набуває негативного заряду. Нерідко в грунтах утворюються колоїдні частинки, що мають і позитивний заряд, наприклад у гідроокисах металів при дисоціації гідроксильних йонів. Заряд частинок легко перевірити. Якщо через V-подібну трубку з грунтовим колоїдним розчином пропускати постійний електричний струм, то більша частина мінеральних і органічних колоїдів пересунеться до позитивно зарядженого електрода, підтверджуючи правильність висновку про негативний заряд грунтових колоїдів. Це явище називають електрофорезом.

Колоїдні частинки з водою утворюють колоїдні розчини двох типів - золь і гель. Золь - колоїдний розчин, в якому частинки знаходяться в підвішеному стані, оскільки вони майже не осідають. Наприклад, колоїдні розчини солонцевих грунтів не осідають протягом 2-5 років. У формі золю частинки, особливо найдрібніші, здатні проникати глибоко в грунт. Частинки золю не осідають, оскільки кожна з них має однаковий заряд. Відомо, що частинки з однаковим зарядом відштовхуються. Якщо сила відштовхування більше сили тяжіння, то всі вони знаходяться в підвішеному стані. Для того щоб частинки осіли, потрібно ввести в розчин речовини, що мають протилежний заряд. Ці речовини називаються електролітами. До них в першу чергу відносяться прості мінеральні солі. Звичайний грунтовий розчин, як відомо, містить вивільнювані при вивітрюванні і грунтоутворенні прості мінеральні солі. Молекули солей або електролітів добре диссоційовані у воді. Позитивно заряджені іони металів взаємодіють з негативно зарядженими колоїдними частинками і нейтралізують їх. Електронейтральні частинки починають повільно опускатися в воді під дією сили тяжіння, одночасно склеюючись одна з одною, обволікаючи більші грунтові частинки, утворюючи плівки та кірки в тонких грунтових тріщинах. Захоплюючи воду, вони утворюють новий вид колоїдного розчину - гель. У стані гелю колоїдний розчин набуває властивості клею.

Процес переходу золю в гель називається коагуляцією, або згортанням. Концентрація електроліту - солі, за якої починається процес коагуляції, називається порогом коагуляції, який залежить від валентності і атомної ваги катіонів, що утворюють ліотропний ряд збільшення коагулюючого впливу на колоїди: Li⁺, Na⁺, NH₄⁺, К⁺, Н⁺, Са²⁺, Mg²⁺, Fe³⁺, AI³⁺. Найсильніші коагулятори - залізо і алюміній, найслабші - одновалентні елементи, потім двовалентні; найбільш повно і швидко відбувається коагуляція при впливі тривалентних елементів.

Після дощів і особливо навесні кількість води в грунті збільшується, і частина колоїдів з гелю переходить в золь. Це відбувається тому, що концентрація електроліту при додаванні води зменшується, частинки знову набувають однакові заряди і починають відштовхуватися - відбувається процес пептизації. Такі колоїди називаються оборотними. Колоїди, насичені катіонами одновалентних елементів - Li⁺, Na⁺, NH₄⁺, утворюють оборотні колоїди, здатні переходити з гелю в золь. Це відбувається внаслідок того, що частинки залишаються розділеними між собою водними оболонками і при додаванні води легко розходяться. Необоротні колоїди утворюються під впливом дво- і тривалентних елементів, тобто після коагуляції при будь-якому додаванні води вони не переходять у стан золю.

Зазвичай при коагуляції відбувається захоплення молекул води, причому кількість води, яка може утримувати в собі гель, тим більша, чим менша валентність і атомна вага елемента. Гелі, насичені Na⁺, здатні утримувати води в 1000 разів більше своєї маси. Використовуючи цю властивість, з солей натрію і колоїдів силікатів виготовляють звичайний канцелярський клей. Колоїди, що утримують велику кількість води, називаються гідрофільними. До них відносяться колоїди, насичені Na⁺, К⁺, Са²⁺, Mg²⁺. Колоїди, що утримують малу кількість води, називаються гідрофобними. Ці колоїди утворюють при коагуляції гелі, і майже не містять води, або являють собою порошки - сед і мент. Вони не володіють клеючою здатністю. Найкращою клеючою здатністю в грунтах володіють гелі гумусових речовин, насичених кальцієм. Ці колоїди добре склеюють грунтові частинки, вони незворотні і тому є кращими структуроутворювачами. Колоїди, насичені натрієм, оборотні, вони не утворюють міцних грудочок і під дією води розпливаються. Колоїди, насичені залізом, дуже міцні, містять мало води, сприяють утворенню щільних горизонтів грунту.

Коагуляція колоїдів може відбуватися при взаємній нейтралізації різнорідно заряджених колоїдів, при зменшенні кількості води, наприклад, при її випаровуванні, замерзанні або нагріванні. У природних умовах відбувається "старіння" колоїдів із вивільненням частини води, тобто гелі втрачають воду. Втрата води гелями призводить спочатку до зменшення їх клеїючої здатності, яка потім повністю зникає. Зневоднені гелі гумусу незворотні, не володіють клеючою здатністю і погано використовуються мікроорганізмами. Дуже часто навесні, коли грунтовий розчин розведений, золи органічної речовини і колоїдні частинки мінерального походження пересуваються вниз за профілем грунтів під дією спадного струму води.

Грунтові колоїди, володіючи величезною питомою поверхнею і енергією, беруть активну участь у всіх процесах, що протікають в грунтах. Різноманітність складу грунтових колоїдів, здатність їх пересуватися під дією вологи в грунті у формі колоїдних розчинів - золів і закріплюватися у формі гелів призводить до утворення грунтових шарів - горизонтів, що відрізняються складом і властивостями колоїдів, проникнення в глиб материнських порід органічних і органо-мінеральних речовин. В залежності від катіонів, що насичують колоїди, і їх клеючих властивостей формуються різні за розмірами і стійкості до води грунтові грудочки, що зумовлюють різноманітність водно-фізичних властивостей грунтів. Здатність до дисоціації і пов'язана з цим хімічна активність забезпечують участь колоїдів у всіх фізико-хімічних процесах, обумовлюючи присутність у грунтових розчинах елементів живлення і одну з найважливіших властивостей грунтів - поглинаючу здатність.

Органічна речовина грунту в значній мірі визначає її родючість, оскільки в її складі містяться всі необхідні елементи живлення рослин в найбільш зручних поєднаннях. При розкладанні органічна речовина служить джерелом зольного живлення рослин, особливо азотного. У присутності органічної речовини утворюється грунтова структура, яка забезпечує найкращий водний, повітряний і тепловий режими грунтів. При взаємодії перегнійних кислот з мінеральною частиною грунту звільняється значна кількість елементів живлення. Гумусові кислоти беруть участь у біологічному вивітрюванні, у формуванні грунтового профілю та структури, довго зберігають елементи живлення, стимулюють ріст коренів і сприяють розвитку мікроорганізмів, збільшуючи інтенсивність біологічного кругообігу речовин.

Рослини, що потребують достатньої кількості вологи та елементів живлення, краще ростуть на грунтах з великим вмістом гумусових речовин, багатих різними видами мікроорганізмів. Тому регулювання вмісту органічної речовини в грунтах - найважливіша умова підвищення грунтової родючості та врожаю рослин. Прийоми регулювання процесів накопичення і розкладання органічних речовин пов'язані з господарським впливом людини на грунти. Внаслідок оранки та розпушування грунту поліпшується аерація, розвиваються аеробні типи розкладання органічних речовин, виділяються гумінові кислоти, що сприяють утворенню грунтової структури, і одночасно звільняється значна кількість елементів живлення. Ті ж процеси протікають при осушенні боліт.

Процеси розкладання можна підсилити внесенням азотних, фосфорних, калійних та бактеріальних добрив. Однак частіше необхідно зберегти і навіть збільшити кількість перегною в грунті. Цьому сприяє вапнування кислих грунтів, заорювання 10-20 т/га гною або 20-40 т/га торфу низинних боліт, внесення бактерій. Широке поширення отримали такі меліоративні заходи, як зрошення, снігозатримання і боротьба з водною та вітровою ерозією грунтів. У лісовому господарстві вміст органічної речовини в грунтах регулюють підбором деревних порід. Зазвичай під листяними і змішаними насадженнями гумусу більше, ніж під ялиновими і смерековими, така сама ситуація спостерігається при порівнянні світлолюбних порід з тіньовитривалими.

За участю мікроорганізмів утворюються (синтезуються) абсолютно нові, відмінні від вихідних, органічні кислоти - гумусові, або перегнійні, а також їх солі, що часто містять азот. Якщо в рослинах в середньому міститься 1,5% азоту, то в нових гумусових кислотах та їх солях - до 3 - 6%. Перегній мінеральної частини грунту містить 10-15% нерозкладеної початкової органічної речовини і 80-90% розкладених частинок і нових органічних сполук - гумусових (перегнійних) кислот та їх солей, синтезованих в грунті.

Виділяють дві групи гумусових кислот: гумінові кислоти та фульвокислоти.

Перша група - це темні гумінові кислоти, що в момент утворення розчиняються у воді, а при взаємодії з катіонами водню, двох-і тривалентних елементів осідають. Їх солі - гумати: NH4 і К + розчиняються у воді і можуть вимиватися в нижні горизонти під дією спадного струму, утворюючи справжні і колоїдні розчини. Гумінові кислоти та їх солі утворюють органомінеральні мікроагрегати сіруватого, сірувато-бурого і бурого кольорів, так звані гуміни. В гумінових кислотах, за Л. Н. Александровою, міститься в середньому (%): вуглецю 52-62; водню 2,5-5,8, кисню 31-39 та азоту 2,6-6,1. Гумати і гумінові кислоти, накопичуючись, профарбовують грунт в сірий, бурувато-сірий або чорний кольори. Вони просочують грудочки грунту, сприяючи їх склеюванню і утворенню грунтової структури, утворюють глибокі затіки вздовж тріщин, між структурними грудочками у формі гумусових або гумусово-залізистих лакових кірочок. Гумінові кислоти та їх солі піддаються розкладанню бактеріями. Серед гумінових кислот виділяють власне гумінові та ульмінові кислоти. За своїми властивостями вони подібні між собою, однак ульмінові кислоти мають бурий або коричневий колір і можуть пептизуватися у воді. Їх кислотні властивості визначаються переважно наявністю карбоксильних груп (СООН).

Друга велика група кислот - фульвокислоти (жовті кислоти) - переважно утворюється в умовах вологого прохолодного клімату при переважній дії грибної мікрофлори, тобто при розкладанні мохів, лишайників і лісових підстилок. Фульвокислоти мають буро-жовте забарвлення, дуже кислу реакцію (рН 2,6-2,8), розчинні у воді. Елементарний склад (%) їх такий: вуглецю 40-52, водню 4-6, кисню 40-48 та азоту 2-6. З одно-і двовалентними катіонами фульвокислоти утворюють водорозчинні солі - фульвати. Фульвати Fe³⁺ і Аl³⁺, як правило, утворюють комплексні сполуки, не розчинні у воді, але розчинні в розчинах з кислою і лужною реакціями. Чим більше насичені фульвокислоти іонами заліза і алюмінію, тим менш розчинні фульвати. При значному вмісті іонів заліза і алюмінію в грунті фульвати заліза і алюмінію випадають в осад, утворюючи колоїдні сполуки. Фульвокислоти дуже активні, тобто володіють високою здатністю вступати в реакцію з мінеральною частиною грунту. Вони, наприклад, здатні руйнувати вторинні мінерали, витягуючи з них кальцій, магній, калій, залізо і алюміній. Фульвокислоти можуть бути розділені па дві групи: светлозабарвлені - дуже активні кислоти, і темнозабарвлені - менш активні.

Від співвідношення і змісту гумінових кислот і фульвокислот в грунтах залежить загальна активність гумусових кислот по відношенню до мінеральної частини грунту. При співвідношенні гумінових і фульвокислот до 0,2 гумусонакопичення майже відсутнє, руйнування мінеральної частини максимально інтенсивне; при 0,2 - 0,5 гумусонакопичення слабке, а вплив гумусових кислот на мінеральну частину активний; при 0,5-0,7 спостерігається середня швидкість гумусонакопичення, а дія органічних кислот на мінеральну частину грунту слабка; при співвідношенні більше 1,0 відбувається інтенсивне гумусонакопичення, мінеральна частина залишається майже незмінною.

На швидкість розкладання і перетворення органічних речовин (гумусоутворення) впливають кліматичні чинники (повільне розкладання спостерігається при тривалому промерзанні грунтів, наявності вічної мерзлоти, перезволоженні і, навпаки, великий сухості); видовий склад рослин (повільніше розкладаються сфагнум, хвойні підстилки, швидше трав'яний опад, підстилки листяних порід); материнські гірські породи (повільніше розкладаються рослинні залишки в суглинках і швидше в піщаних грунтах, гумусу в суглинках більше, в піщаних грунтах менше). Істотний вплив на розкладання рослинних залишків надають рельєф (в знижених частинах накопичується гумусу більше, на підвищених менше); мікроорганізми (аеробні розкладають органічну речовину майже повністю, тому гумусу утворюється менше, ніж при дії анаеробних мікроорганізмів); хімічний склад рослинних залишків (швидше розкладаються і повністю мінералізуются геміцелюлоза, клітковина, білки, повільніше - лігнін, жири, воски, смоли). При розкладанні органічних речовин відбуваються досить істотні процеси: вивільнення зольних елементів живлення, азоту, вуглекислоти, що слугують джерелом живлення рослин; утворення кислот, що впливають на хімічне вивітрювання мінеральної частини грунту, вивільнення елементів живлення з гірських порід, визначаються особливості грунтоутворення і, нарешті, відбувається синтез гумусових кислот та їх солей з подальшим утворенням гумусу.

Перегній в грунті представлений гумінами, гуміновими кислотами, гуматами і фульватами Fe³⁺, Аl³⁺. Кількість органічної речовини в грунтах залежить від напрямку та особливостей процесу грунтоутворення і суттєво різниться в різних грунтах. Найбідніші бідні грунти містять 80-110 т/га органічної речовини, а найбагатші - 760 т/га. Органічна речовина грунту викликає розвиток в грунтовому профілі дуже інтенсивних біологічних процесів, тому можна сказати, що грунт - це природне тіло, в якому протікають складні процеси розпаду і синтезу органічних речовин.

Відмерлі частини рослин (листя, хвоя, стебла, корені) утворюють на поверхні і в товщі грунту опад. У присутності різної кількості кисню, вуглекислоти, води і мінеральних часток грунту опад (лісові підстилки, трав'яна повсть, кореневий опад дернин і мінеральної частини грунту) починає розкладатися під впливом власних ферментів окислення - оксиду азоту, що знаходяться в клітинах відмерлих рослин. Процеси окислення призводять спочатку до побуріння, а потім до почорніння рослинних залишків. Листочки рослин ламаються, втрачаючи свій вигляд. Первісному процесу розкладання сприяють фізичні умови - нагрівання, замерзання, удари крапель тощо, а також вплив численного населення грунту. Амеби, багатоніжки, личинки комах, кліщі, мурашки, жуки, дощові черв'яки беруть участь в поздрібненні, перемішуванні і споживанні органічної речовини. Ферменти клітин в кінці кінців руйнуються і, якщо немає мікроорганізмів, процеси розкладання практично закінчуються.

Найчастіше одночасно відбувається мікробне і грибне розкладання органічних залишків. Мікроорганізми піддають розкладанню всю або майже всю частину щорічного опаду рослин. Виділяючи ферменти в зовнішнє середовище, вони розкладають органічну речовину на більш прості і часто водорозчинні сполуки (так, клітковина розкладається на цукри, білки та амінокислоти) з одночасним вивільненням елементів живлення, частина яких йде на утворення тіл мікроорганізмів і їх життєдіяльність, а частина надходить в біологічний кругообіг. Деякі органічні сполуки вступають у взаємодію між собою, полімеризуються, конденсуються, утворюючи гумусові речовини, які з плином часу також мінералізуються, перетворюючись на воду, вуглекислоту і мінеральні солі.

Процеси розкладання в залежності від хімічного складу органічної речовини і умов середовища (02, Н20, С02) викликаються різними групами мікроорганізмів та нерідко змінюють один одного; вони протікають поступово, поетапно виділяючи дві великі групи ферментів. Одна з них - гідролази, що здійснюють процеси гідролізу всіх органічних і гумусових речовин, інша викликає процеси гниття і бродіння в анаеробних умовах розкладання. У грунтах також існують ферменти перенесення і синтезу окремих форм сполук. Інтенсивність процесів розкладання і перетворення органічних речовин визначається водно-повітряним режимом, аеробними або анаеробними умовами, які в залежності від факторів грунтоутворення можуть змінювати один одного в часі і в товщі грунту.

Швидкість розкладання органічної речовини залежить від кількості мікроорганізмів та їх видових груп. Кількість мікроорганізмів у грунтах величезна: ув підзолі (в шарі потужністю 25 см) їх міститься в середньому 0,6 т/га, в дерново-підзолистих грунтах - 0,9-3,5 т/га, в чорноземах - від 3,7 до 7 т/га, сіроземах - до 2,5 т/га. У грунтах мікроорганізми розподілені нерівномірно. Особливо велика кількість зосереджена у верхній частині грунту і в прикореневій зоні, або ризосфері.

Аеробні бактерії розкладають органічну речовину грунту в присутності кисню повітря; наприклад, вуглеводи розкладаються бактеріями до води і вуглекислоти. При впливі ферментів групи гідролаз відбувається гідроліз клітковини з утворенням глюкози, яка під дією бактерій розпадається на вуглекислоту і воду. Так само повно, але набагато швидше розкладаються геміцелюлози до води і вуглекислоти. Найповільніше схильний до розкладання лігнін, який при окисленні і дегідратації (втраті води) здатний перетворюватися на гумусоподібні речовини, а потім на гумус. В якості проміжних продуктів можуть утворитися органічні кислоти (щавлева, оцтова, янтарна). Білки спочатку розпадаються до амінокислот, частина яких йде на побудову тіла мікроорганізмів, а частина розкладається до вуглекислоти та аміаку, з подальшим окисленням до азотистої і азотної кислот. При аеробному розкладанні речовина мінералізується швидко, і кількість елементів живлення, доступних для рослин, стає більшою. В аеробних умовах досить легко і швидко розкладаються жири, воски і смоли, утворюючи кислоти та продукти мінералізації.

За відсутності кисню повітря розкладання органічної речовини здійснюється анаеробними бактеріями. При анаеробному розкладанні протікають процеси бродіння, денітрифікації, відновлення сульфатів. Наприклад, бактерії Clostridium felsincum і Clostridium Pasterianum викликають маслянокисле бродіння вуглеводів, з утворенням масляної кислоти, вуглекислого газу і водню, тобто відбувається неповне розкладання, і частина початкової органічної речовини залишається у формі органічної кислоти. При розкладанні геміцеллюлоз утворюються масляна, оцтова, мурашина кислоти, водень і метан. Білкові сполуки спочатку розкладаються на амінокислоти. В результаті реакції зберігається частина органічних речовин, після розкладання яких утворюються органічні кислоти або спирти, вуглекислота та аміак. Для повного розкладання органічної речовини потрібно більше часу, ніж при аеробному розкладанні. В анаеробних умовах лігнін, воски та смоли майже не розкладаються. З плином часу органічна речовина під впливом різних груп анаеробних бактерій повільно розкладається на воду, вуглекислоту, аміак і мінеральні сполуки. Одночасно вивільняються сполуки сірки і фосфору. При анаеробних умовах утворюються недоокислені сполуки (сірководень, метан тощо) з одночасним накопиченням значної кількості органічних речовин.

Мікроскопічні гриби розкладають органічну речовину грунту в аеробних умовах, поселяючись найчастіше в лісових підстилках. Під дією грибів клітковина розкладається до води і вуглекислоти, а білки - до вуглекислоти і амінокислот. Гриби самостійно виділяють органічні кислоти і ферменти.

У природних умовах аеробні та анаеробні процеси розкладання можуть чергуватися у часі або протікати в різних частинах грунту. Наприклад, аеробне розкладання може протікати на поверхні, а анаеробне - на деякій глибині. У добре оструктуренних і зволожених грунтах аеробне розкладання протікає на поверхні грудочок, а анаеробне - всередині них.

Особливо велике значення в створенні грунтової родючості мають бактерії, що забезпечують накопичення доступних для рослин азоту, фосфору і сірки.

При аеробному і анаеробному розкладанні білків відбувається процес аммоніфікації з утворенням аміаку, а пізніше - солей амонію. В аеробних умовах бактеріями Nitrobacter і Nitrosomonas здійснюється процес нітрифікації, тобто процес окислення аміаку до азотної кислоти. Процес нітрифікації відкритий С. В. Виноградским. За рік в результаті процесу нітрифікації може накопичитися до 0,3 т/га азотної кислоти. При великій кількості органічних речовин та води, тобто за анаеробних умов, відбувається процес денітрифікації під впливом Вас. Denitrificans. Бактерії використовують кисень азотних або азотистих сполук для окислення вуглецю безазотистих органічних речовин. В результаті цього процесу газоподібний азот випаровується в повітря, а грунт збіднюється азотом. У грунтах існують групи бактерій, що використовують для своєї життєдіяльності атмосферний азот. Найбільше значення мають бульбочкові бактерії Вас. radicicola, що живуть на коренях бобових рослин: конюшини, люцерни, люпину, акації білої. Аеробний, вільно живе мікроб Azotobacter найбільш поширений в орних грунтах, а анаеробний азотофіксатор Clostridium Pasterianum - в необроблюваних грунтах. Вільно живуть бактерії фіксують від 20 до 70 кг/га азоту, клубенькові - 160 - 180 кг/га за вегетаційний період. В даний час люди штучно вирощують культури азотофіксаторів і виготовляють бактеріальні добрива: азотобактерин і нітрагін.

Фосфор вивільняється з органічної речовини у вигляді фосфорної кислоти, яка утворює водорозчинні солі. Дослідженнями встановлено, що легкорозчинного фосфору утворюється більше в аеробних умовах, ніж в анаеробних. Частина важкорозчинних сполук переходить в доступні для рослин при впливі на органічні речовини, наприклад, Вас. mycoides, які, викликаючи амоніфікацію з виділенням великої кількості вуглекислоти, сприяють розчиненню фосфатів. В даний час в якості добрив застосовують культури фосфоробактерій, завдяки яким фосфорні сполуки стають доступними для рослин.

Сірка потрапляє в грунт одночасно з розкладанням білків та інших органічних речовин у формі сірководню - отруйного для рослин газу. Це з'єднання переходить у два етапи в сірчану кислоту під впливом бактерій роду Sulfomonas, Tiobacterium. Спочатку сірководень окислюється і утворюється вільна сірка, потім в присутності кисню і води утворюється сірчана кислота, яка сприяє розчиненню основ. Кількість сірчаної кислоти, що утворюється за вегетаційний період, може становити 200-250 кг/га. В анаеробних умовах солі сірчаної кислоти знову відновлюються до сірководню.

Під впливом бактерій відбувається поступове розкладання органічних речовин до мінеральних сполук, вивільнення елементів живлення і енергії для побудови тіл нових мікроорганізмів і для повернення їх в біологічний кругообіг. Суттєвою рисою перетворення органічних речовин є утворення в якості проміжних продуктів значної кількості органічних кислот, що вступають в реакцію з основами та мінеральною частиною грунту. Особливу групу перетворення органічних речовин у грунті представляють високомолекулярні, переважно циклічної будови проміжні продукти окислення, гідролізу і бродіння білків, дубильних речовин, лігніну, частково смол і воску, здатних до реакцій полімеризації, конденсації і в цілому до синтезу нових органічних речовин, більш стійких до розкладання, ніж вихідні сполуки.

Процес біохімічних реакцій синтезу називається гумусоутворенням; стійкість до розкладання сприяє накопиченню гумусу в грунті. Вік гумусових речовин в чорноземі обчислюється сотнями і навіть тисячами років (1700 років). Гумус грунту містить 10-20% негумусових речовин. Процеси гумусоутворення протікають, наприклад, при окисленні білків, дубильних речовин, лігніну, циклічних амінокислот, при реакціях між моносахаридами і амінокислотами. Гумусоподібні речовини виникають при взаємному осадженні білків і дубильних речовин, взаємодії білків і лігніну, які також піддаються окисленню. При окисних і окислювально-відновних реакціях збільшується кількість карбоксильних (СООН) і фенолгідроксільних груп (ОН ~), що сприяє синтезу органічних речовин, що мають властивості кислот. Таким чином, гумусоутвореня - це повільне біохімічне (ферментативне) окислення високомолекулярних, переважно циклічних органічних речовин з утворенням високомолекулярних гумусових кислот.

Схема формування органічної частини грунту нерозривно пов'язана з біологічним кругообігом речовин і грунтоутворенням, для яких найбільш істотною ланкою є розкладання мертвих органічних залишків, що супроводжується кількома одночасно протікаючими процесами: акумуляцією первинної органічної речовини, розкладанням, мікробним синтезом, гуміфікацією і мінералізацією.

Акумуляція первинної органічної речовини - це надходження рослинних залишків на поверхню і в товщу грунту. Розкладання - сукупність процесів біохімічного окислення нерозчинних у воді органічних залишків з утворенням більш простих, частково розчинних у воді органічних і мінеральних сполук. Процеси протікають головним чином під впливом ферментативної активності мікроорганізмів. Мікробний синтез - процес утворення тіл мікроорганізмів з простіших водорозчинних органічних (цукрів, амінокислот) і мінеральних сполук. Після відмирання мікроби піддаються розкладанню і гуміфікації. Гуміфікація, або гумусоутворення - це повільний біохімічний процес, що призводить до утворення гумусових речовин - специфічних сполук, що мають здатність до полімеризації, тобто ущільнення своїх молекул, що робить їх стійкими до розкладання мікроорганізмами. Мінералізація - сукупність процесів перетворення органічних речовин у мінеральні солі, воду і вуглекислоту. Процеси розкладу і мінералізації забезпечують надходження елементів живлення в біологічний круговорот, процеси мікробного синтезу і гуміфікації, навпаки, закріплення і накопичення органічних речовин в товщі грунту.

Співвідношення між швидкістю надходження рослинних, тваринних та інших органічних залишків на поверхню і в товщу грунту і швидкостюі їх розкладання, гуміфікації та мінералізації визначають кількісну і якісну сталість органічної частини грунту, строго визначену для різних грунтів, що відрізняються характером грунтоутворюючого процесу. Всі процеси перетворення органічних речовин у грунті протікають в присутності кисню, води і вуглекислоти. Основою процесів розкладання є повільне біохімічне окислення органічної речовини (переважно опаду зелених рослин) до простих солей, води і вуглекислоти.

Первинним і головним джерелом органічної речовини грунту є живі вищі і нижчі зелені рослини, запас яких в процесі їхньої життєдіяльності зростає. Запас тільки надземної частини рослин коливається в межах 400 - 800 т на кожному гектарі землі. Щорічний приріст становить у середньому 5-10 т. Кукурудза, наприклад, щорічно дає 10 - 12 т зеленої маси, лугові трави - 2,5-7 т з 1 га. Запас органічної речовини досить великий і в підземній частині рослин. Так, в лісі маса коренів коливається від 10 до 12 т, на луках - від 7 до 18 т на 1 га. Співвідношення надземної і підземної частин рослин у лісі і на лузі різне. У лісі маса кореневих систем приблизно становить 10-30%, на луках 60-80% маси надземної частини. В степу у багатьох трав'янистих рослин коренева система має масу більшу, ніж надземна.

У лісі, де переважають деревні рослини, щорічно відмирає лише частина органічної речовини. Велика її частина потрапляє на поверхню, менша - в товщу грунту. Щорічно опадає приблизно 2-5 т / га хвої, листя і тонких гілочок, 12-15 т / га усохших стовбурів дерев і 2-3 т / га коренів. Моховий і лишайниковий покриви, що формуються на поверхні грунту, утворюють до 25-28 т органічної речовини на 1 га, з яких щорічно відмираюча частина становить 2 - 5 т. Підземної частини у них немає, і відмираюча органічна речовина надходить на поверхню грунтів. На луках, особливо у однорічних трав'янистих рослин, відмирають надземна і підземна частини рослин. Надземна частина утворює 2-5 т / га трав'яної повсті, а підземна до 10-12 т / га кореневого опаду. Деяку кількість органічної речовини грунт отримує за рахунок маси відмерлих мікроорганізмів (0,1-1,0 т / га) і залишків тварин (50-400 кг / га).

Час надходження органічних речовин у грунт різний. У лісі значна частина опаду надходить з другої половини літа і до пізньої осені, аж до морозів. Моховий покрив відмирає взимку, лугові трави - після перших заморозків, а більша частина степових трав - до середини жаркого літа.

Хімічний склад органічних залишків, що надходять до грунту, дуже різноманітний. Органічна речовина складається з клітковини (целюлози), лігніну, жирів, білків, ефірів, дубильних речовин, восків, смол, кислот і ферментів різної природи. До складу органічних речовин входять наступні елементи (%): вуглецю - 45; кисню - 42; водню - 6,5; азоту - 1,5 і зольних елементів - 2-10%.

Порівнюючи хімічний склад рослин різних типів, можна переконатися, що деревні породи містять більше дубильних речовин, лігніну, восків і смол, що уповільнюють розкладання і гниття деревини. Рослинний опад хвойних деревних порід зазвичай більш кислий, ніж листяних дерев і трав. Трав'янисті рослини багатші білками, зольними елементами, містять менше лігніну і вуглеводів. Їх опад має реакцію близьку до нейтральної. Мохи і лишайники мають найбільш кислий опад. Бактерії на 40 - 70% складаються з білків, жирів і зольних елементів. Середовище, в якому найкраще живуть бактерії, повинне бути близьким до нейтрального, з вологістю 20-30% і температурою 20 - 35°С. Гриби, як правило, містять значну кількість білків, вуглеводів і зольних елементів. Для їх зростання потрібний хороший доступ кисню; вони аеробні, добре переносять кислу реакцію, дубильні речовини не заважають їх розвитку.

У лісі опала частина рослин зазвичай не встигає розкластися за один рік і накопичується на поверхні грунту у вигляді невеликого шару листя, хвої, гілок, утворюючи лісову підстилку. Найчастіше лісова підстилка утворюється під пологом зімкнутих кронами дерев. Товщина лісової підстилки різна - від 0,5 до 15 см; в хвойних лісах вона більша, в листяних - менша. Товщина її збільшується у вологих місцях. Запаси лісової підстилки на поверхні грунту коливаються в межах від 10 до 100 т/га - в залежності від складу, віку та густоти насаджень. Лісова підстилка легко відділяється від мінеральної частини грунту. Лісівники здавна розрізняли два типи лісового гумусу: мулль (м'який гумус, солодкий гумус) і мор (грубий гумус). У сучасному уявленні мулль - це власне гумус мінеральної частини грунту, а мор - лісова підстилка.

Лісову підстилку можна розділити на три шари, що відрізняються за ступенем розкладення опаду. Верхній шар - опад, складається з свіжеопавших бурих листя або хвої, гілочок. Можна легко визначити частини рослин. Середній шар - шар повільного розкладання і ферментатизаціі речовини, складається з буро-сірих, подрібнених рослинних залишків, що в значній мірі зберегли кістяк. Визначити їх приналежність до тієї чи іншої рослини можна лише за найбільш великими частинам рослин. Часто в цьому шарі поселяються гриби. Нижній шар (шар гуміфікації) - чорний, чорно-бурий, рівномірно перемішаний, нерідко оструктуренний, складається з добре розкладеної однорідної органічної речовини. Тісно пов'язаний з мінеральною частиною грунту.

Лісові підстилки (за Н. С. Степановим) поділяють на три типи: мулльова, добре розкладена, темно-бура або темно-сіра, перемішана з мінеральною частиною грунту, зверху має невеликий пухкий шар опаду, що швидко розкладається; модер-мулльова - має всі три шари лісової підстилки; грубо-гумусні, або мор, що складається переважно з перших двох шарів. Мулльові підстилки найчастіше утворюються під листяними або змішаними лісами, грубогумусні - під хвойними лісами або на перезволожених ділянках.

Лісові підстилки, захищаючи поверхню грунтів, сприяють підтриманню верхнього шару грунтів в пухкому стані, вільному проникненню вологи вглиб грунтів і перешкоджають її випаровуванню. В лісових підстилках міститься значний запас елементів живлення, достатній для життя насаджень протягом декількох років. Лісова підстилка - сприятливе середовище для розвитку грибів і бактерій, які забезпечують її мінералізацію.

Властивості пухких порід в значній мірі залежать від розміру і співвідношення складових їх частинок. Співвідношення частинок різного розміру, виражене у відсотках, називається механічним складом, а окремі частинки більш-менш однакового розміру - механічними елементами.

Механічний склад грунту суттєво впливає на її водні, повітряні, механічні та хімічні властивості, а також відображає мінеральний склад. Камінь та галька характеризуються "провальною" водопроникністю і утворюються з великих уламків первинних мінералів і гірських порід. Пісок складається переважно з первинних мінералів, швидко пропускає воду, погано її утримує, тому піщані відклади звичайно добре аеровані. У міру зменшення розмірів піщаних частинок зменшується швидкість всмоктування води і збільшується вологоємність. Пил містить значну кількість вторинних мінералів, які в присутності води можуть розбухати, в такому випадку з'являються нові властивості грунтів - пластичність і клейкість.Мул містить вторинні глинисті мінерали, що дуже сильно розбухають у воді і майже не пропускають воду і повітря. Мулисті частинки мають колоїдні властивостями: мають заряд, здатні до обмінних реакцій, згортаються під впливом солей. Саме вони в основному утримують в поглиненому стані елементи живлення рослин. При зменшенні розміру частинок прискорюється процес вивітрювання, а отже, і утворення вторинних мінералів групи алюмосилікатів (каолін, монтморилоніт), гидроокисей заліза і алюмінію, вуглекислих солей Са, Mg, К, що підтверджується валових (повним) хімічним аналізом.

Таким чином, механічні елементи в залежності від розміру володіють абсолютно різними фізичними властивостями і хімічним складом. Тому дуже важливо знати кількість механічних елементів того чи іншого розміру в гірській породі або грунті. Найчастіше для цього використовуються декілька методів механічного аналізу з метою виділення всіх механічних фракцій. Для поділу часток більше 1 мм застосовують ситовий аналіз, використовуючи сита різної крупності. Частинки більше 1 мм поступово втягуються в процес грунтоутворення і називаються "скелетом" грунту. Для відділення частинок менше 1 мм, званих дрібноземом, застосовується метод піпетки, розроблений Н. А. Качинським. Цей метод заснований на різній швидкості падіння у воді частинок різного розміру. Великі частинки падають швидше, дрібні - повільніше. Для аналізу відважують невелику наважку пухкої гірської породи або грунту, поміщають в літровий хімічний циліндр з водою, збовтують і через певний час після збовтування частинок спеціальною піпеткою беруть проби з різних глибин, на яких знаходяться частинки певного розміру після початку осідання. Проби поміщають в заздалегідь зважені металеві чашечки, випарюють з них воду і визначають масу кожної фракції. Глибину і час взяття проб обчислюють за формулою Стокса. При подальшому перерахунку кількість частинок певної крупності обчислюють у відсотках до маси взятої наважки. Так визначають всі механічні фракції дрібнозему.

Для характеристики механічного складу грунтів використовують дво- і тричленні класифікації грунтів за механічним складом. На даний час для класифікації грунтів використовують тричленну класифікацію Н. А. Качинського. Однак найбільше поширення має двочленна класифікація грунтів, розроблена спочатку Н. М. Сибірцевим, а потім Н. А. Качинським. В двочленній класифікації виділяють дві групи частинок: фізичний пісок - більше 0,01 мм і фізичну глину - менше 0,01 мм; в тричленної - три: пісок 1,0-0,05 мм, пил - 0,05-0,001 мм і мул - менше 0,001 мм.

Грунти різного механічного складу володіють різною пластичністю в залежності від вмісту фізичної глини, тобто здатністю скочуватися в шнур, кулю і т. д. Використовуючи цю якість, були розроблені прості способи визначення механічного складу грунтів. Для того щоб визначити механічний склад грунтів польовим методом, зразок (грудочку) зволожують до тістоподібного стану, а потім розкочують долонями.

Співвідношення між глинистими і піщаними частками впливає на всі властивості грунту. Механічний склад грунтів визначає продуктивність і склад насаджень. На пухких і зв'язних пісках в борах ростуть соснові насадження, на супіщаних грунтах в суборах - соснові насадження з домішкою ялини, дуба, липи, берези та осики, на легкосуглинистих грунтах в сураменях і судубравах прекрасно ростуть сосново-ялинові або сосново-дубові насадження, на середньо-і важкосуглинистих грунтах в раменах - ялинники. Найкращі умови для зростання сосни складаються на супіщаних, для ялинників на легко- і середньосуглинистих, для дібров - на середньо- і важкосуглинистих грунтах. Механічний склад має великий вплив на вибір способів обробки грунтів, визначення доз внесення добрив і різних прийомів ведення сільського та лісового господарства.

Утворення грунтів - складний процес, основою якого є біологічний круговорот речовин. На розвиток грунтоутворювального процесу величезний вплив мають такі чинники, виділені В. В. Докучаєвим, як: клімат, рослинність і тваринний світ, материнські породи, рельєф, вік грунтів. Згодом В. Р. Вільямс виділив ще два фактори: відносний вік грунтів і господарську діяльність людини.

Кліматичні фактори - тепло, світло, опади чинять істотний вплив на зростання і поширення рослин. Клімат в різних частинах земної кулі різний. Виділяють арктичний, субарктичний, помірний, субтропічний і тропічний клімат. Відповідно до кліматичних умов виникли тундрова, лісова, лісостепова, лучно-степова, сухостепова, пустельна і тропічна рослинні зони. Кількість органічної речовини, що утворюється різними рослинними угрупуваннями, неоднакова, і залежить від умов клімату і зростає з півночі на південь; одночасно змінюється характер, швидкість і тривалість біологічного кругообігу і тип процесу грунтоутворення.

Найважливішим фактором грунтоутворення є рослинність. В залежності від кліматичних умов формуються різні рослинні формації. В. Р. Вільямс виділив кілька рослинних формацій: дерев'янисту, лугову, степову і пустельну; в даний час виділяють ще лишайниково-мохову. Зелені рослини, використовуючи енергію сонячних променів, вуглекислоту, воду і мінеральні солі, здатні утворювати органічну речовину, залучаючи в біологічний круговорот величезну кількість елементів живлення. Щорічно в процесі життєдіяльності рослин на землі створюється 232,5 млрд. т органічної речовини. При цьому вони використовують 90,1 млрд. т вуглецю, 5,3 млрд. т азоту, близько 20 млрд. т. мінеральних речовин (К, Са, Р тощо).

Роль мікроорганізмів у грунтоутворенні не менш значна, ніж роль рослин. Мікроорганізми виділяють різноманітні ферменти, що сприяють протіканню в грунтах численних реакцій. Розкладаючи органічну речовину і мінерали, мікроорганізми беруть участь в утворенні органо-мінеральних колоїдних сполук. Роль ссавців у грунтоутворенні порівняно невелика. Тільки невелика частина їх живе в грунті - це ховрахи, миші-землерийки і полівки, кріт та інші дрібні тварини.

Материнські, або грунтоутворюючі породи мають істотний вплив на процес грунтоутворення, оскільки грунти довгий час зберігають їх хімічні та водно-фізичні властивості, а також мінералогічний та механічний склад. На гірських породах, що містять велику кількість хімічних елементів, необхідних для живлення рослин, формуються більш родючі грунти. Найбільш багаті грунти розвиваються, наприклад, на карбонатних суглинках, тоді як на пісках вони бідніші, але часто виявляються краще аерованими, теплішими. В залежності від материнських порід змінюється склад рослинності. Так, на піщаних грунтах формуються сосняки, а на суглинистих - трав'яниста лучно-степова рослинність; змінюється і тип грунтоутворення.

Рельєф має суттєвий вплив на кліматичні умови, життя рослин, тварин, мікроорганізмів, характер освіти і розкладання органічних речовин, на грунтоутворюючий процес в цілому. Гірський рельєф обумовлює формування вертикальних кліматичних і рослинних зон. Мезорельеф впливає на перерозподіл вологи, перетворення поверхневого стоку в грунтовий, формування водного режиму та пов'язаного з ним рослинного покриву. В залежності від експозиції схилів змінюється кількість тепла, що надходить у грунт. Північні схили отримують його менше, південні більше. Перерозподіл тепла і вологи впливає на склад і кількісні характеристики рослинного покриву. Мікрорельєф змінює кількість вологи, помітно впливаючи на глибину промочування грунтів, сольовий режим і видовий склад трав'янистої рослинності.

Абсолютний вік грунтів обчислюється з початку розвитку грунтоутворюючого процесу, який викликає поступове формування грунтового профілю. Для більшої частини території Східно-Європейської рівнини вік грунтів визначається часом відступу льодовиків. Отже, вік грунтів чорноземної зони, що уникнула зледеніння, вищий за вік тундрових і лісових грунтів, а вік піднесених ділянок, дещо раніше звільнених від льодовикового покриву, трохи вищий віку грунтів знижених ділянок в тому ж районі. Дослідження свідчать про те, що 1см гумусового горизонту утворюється приблизно за 100 років.

Термін "відносний вік грунтів" введений В. Р. Вільямсом, який зазначав, що при однаковому абсолютному віці території грунти можуть бути еволюційно різними, тобто можуть перебувати на різних стадіях розвитку: одні - в початкових стадіях, а інші - значно розвинені. Відмінності в еволюції грунтів взаємопов'язані з відмінностями рослинного покриву материнських порід, рельєфу та інших місцевих умов, що впливають на грунтоутворення.