Buforowość gleb

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

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

Bufory słaby kwas–sól i słaba zasada–sól

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

HA(aq) + H₂O ⇌ H₃O⁺(aq) + A_-(aq)

XA ⇌ X⁺(aq) + A_-(aq)

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

${\displaystyle pH=pK_{a}+\log {\frac {c_{akceptor}}{c_{donor}}}}$

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

Bufor wodorowęglanowy

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

HCO₃- + H₃O⁺ ⇌ H₂CO₃ + H₂O

H₂CO₃ + OH_- ⇌ HCO₃- + H₂O

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

• zakres buforowania: pH = 6,2–8,0,
• pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:

– 150 kmol H⁺ · % CaCO₃ (buforowanie kwasu węglowego),

– 300 kmol H⁺ · % CaCO₃ (buforowanie silnych kwasów).

Bufor krzemianowy

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

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

• zakres buforowania: pH = 5,0–6,2,
• pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:

– przeciętnie 75 kmol H⁺ · % krzemianów.

Bufor glinowy

Działanie buforu glinowego jest ilustrowane równaniem:

AlOOH + 3H⁺ = Al³⁺ + 2H₂O

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

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

• zakres buforowania: pH = 2,8–4,2,
• pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:

– przeciętnie 100–150 kmol H⁺ · % frakcji ilastej.

Bufor żelazowy

Działanie buforu żelazowego jest ilustrowane równaniem charakteryzującym wybielanie gleby:

FeOOH + 3H⁺ = Al³⁺ + 2H₂O

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

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

• zakres buforowania: pH = 2,4–3,8,
• pojemność buforowa górnej warstwy gleby (miąższość 1 dm) o gęstości objętościowej 1,5 g/cm³ i powierzchni 1 ha:

– przeciętnie 270 kmol H⁺ · % Fe_d (wolne tlenki, ulegające ekstrakcji z zastosowaniem Na₂S₂O₄.

Bufor wymiany jonowej (sorpcyjny)

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

• cząstki mineralne wysycone zasadami,
• cząstki próchnicy glebowej, pełniące w buforach rolę słabych kwasów organicznych.

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

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

• zakres buforowania: pH = 4,2–5,0,
• pojemność buforowa gleby zależna od PWK i stopnia wysycenia sorbentu zasadami.

Czynniki ekologiczne

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

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

Badania właściwości buforowych

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

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

Miareczkowanie potencjometryczne

Powierzchnie buforowe dwóch próbek gleby; linie czerwone – piasek kwarcowy, czarne – dwie próbki gleby

Laboratoryjna ocena zdolności buforowych

Przypisy