Агровиробнича характеристика буроземів кислих середньо гумусних на елювії сланців та заходи щодо покращення їх родючості

Размещено на http://www.allbest.ru/

Міністерство аграрної політики та продовольства України

ДВНЗ «Херсонський державний аграрний університет»

Кафедра землеробства

КУРСОВА РОБОТА

з дисципліни «Ґрунтознавство з основами геології»

на тему : Агровиробнича характеристика буроземів кислих середньо гумусних на елювії сланців та заходи щодо покращення їх родючості

Студента ІІ курсу 2 групи

напряму підготовки «Агрономія»

спеціальності 6.090101 «Агрономія»

Блакитного О.В

Керівник: кандидат сільськогосподарських

наук, доцент Сидякіна О.В.

м. Херсон - 2014 рік



ВСТУП

Мета роботи: набуття уявлень щодо головних чинників формування ґрунтів та ґрунтового профілю, а також закріплення теоретичних знань про умови ґрунтоутворення та основні типи ґрунтів України.

Завдання курсової роботи: набуття практичних навичок оцінки типової приналежності та якості ґрунту, вміння використовувати наявну інформацію для визначення процесів ґрунтоутворення та оцінки типової приналежності ґрунту, вміння систематизувати науково обґрунтовані заходи щодо раціонального використання ґрунтів з метою розширеного відтворення їх родючості.

Значення курсової роботи: курсова робота дозволяє більш детально закріпити теоретичні знання, допомагає набути практичних навичок з курсу ґрунтознавства з основами геології. Визначає рівень знань студента, що має велике значення для майбутнього фахівця - вченого агронома.



РОЗДІЛ 1. Характеристика, народногосподарське значення чароіту та цікаві відомості ПРО НЬОГО

гумусоутворення льодовик буроземний ґрунтовий

Поряд з кремнієм до складу чароіту входять оксиди алюмінію, барію, натрію і стронцію.

Забарвлення каменю визначається в основному домішками марганцю. Вона варіює від коричневої і ніжно-бузкового до густо-фіолетового з плавними переходами від світлих відтінків до майже чорних тонів фіолетового кольору.

При поліруванні чароіту добре виявляється його тонковолокнисту будову, яка дає гарний візерунок, що складається з тонких прожилок різних відтінків. Іноді довгі жилки в складі чароіту якби розбігаються з одного центру, утворюючи красиві структури. Існують камені з ефектом «котячого ока». За унікальні риси і багату гаму забарвлення чароіт називають «бузковим чудом Сибіру» і вважають часом непрозорим двійником аметиста. З чароита робляться прикраси для представників еліти бізнесу і мистецтва. Чароит - рідкісний камінь на міжнародному ринку дорогоцінних каменів, тому цінується дуже високо.

Блиск - шовковистий, скляний. Твердість - 6,0 - 7,0; щільність - 2,5 - 2,7 г/см3.

Родовища каменю чароіту. Чароіт - споконвічно російський камінь. Єдине в світі родовище чароіту знаходиться на стику Якутії і Іркутської області, в районі Байкало-Амурської Магістралі, в долині річки Чара. Вперше брили з фіолетовими мінералами знайшов геолог В.Г.Дітмар в 1948 році, при проведенні геологічної зйомки, та умовно назвав їх кумінгтонітовим сланцем. Саме родовище було знайдено в 1960 -му році. На початку 1970 -х років почалося комплексне дослідження родовища. Відкрите радянськими геологами родовище унікальне: у світі не знайдені не тільки промислові родовища таких порід але не виявлені і поклади, що містять одиничні зерна чароіту.

Родовище розташовується в північно-західній частині Алданского щита, на південному закінченні Уджіно-Вилюйскогопалеоріфта. Загальна площа лужних порід становить близько 150 км2 і включає Большемурунскій, Маломурунскій і Догалдинскій масиви. Територія, на якій знаходяться ділянки чароітової мінералізації, відноситься до південно-західного крила Маломурунского масиву. Останній має площу близько 20 км2 і являє собою розшаруванням інтрузію, основне тіло якої розташовується уздовж кордону платформного чохла і докембрійского цоколя. Вік порід становить 145-125 млн. років.

Походження чароітових порід не зрозуміле. Деякі дослідники припускають магматичне походження родовища.

Застосування чароіту. Чароіт легко полірується і дуже добре виглядає в ювелірних виробах. Тому він широко застосовується при виготовленні вставок в кільця, намиста й інших недорогих прикрас. Проте, чароіт не завоював всесвітньої популярності. Широкому поширенню чароіту заважає встановлений Урядом Республіки Саха - Якутії ліміт на видобуток каменю в розмірі 100 тонн на рік - це вимушений захід, що захищає від швидкого використання родовища. Статисти підрахували, що на одного жителя Землі припадає не більше 0,0016 г чароіту. Саме тому чароіт рік від року нестримно зростає в ціні і стає все більш рідкісний. Для ювелірів чароіт все одно бажаний гість, адже його природні декоративні якості, міцність і легкість в обробці і поліровці дозволяють використовувати мінерал в будь-яких видах ювелірних прикрас - кільцях, кулонах, намистах, сережках, запонках ... Бузково-фіолетовий переливчастий колір каменю підійде до будь-якого відтінку шкіри і будь-якому кольору очей і волосся, для прикрас з чароіту не існує вікових чи соціальних обмежень. Тим більше, що існує більше 100 різновидів самоцвіту, різних по малюнку і кольору. Активно використовується чароіт і для створення предметів декору - шкатулок, ваз, годинників, статуеток, канделябрів. Завдяки своїй найширшої колірної гамі, чароіт часто входить в мозаїчні панно, виконані в техніці насипний або флорентійської мозаїки.

Нерідко в чароіті зустрічаються радіоактивні домішки, які можуть зашкодити здоров'ю при тривалому контакті з шкірою.

Чароіт - не тільки прикраса або декоративний акцент в інтер'єрі. Чароітволодіє значними лікувальними і магічними властивостями.

Рис 1.1 Чароіт та прикраси з нього



РОЗДІЛ 2. МОРФОЛОГІЧНА БУДОВА І ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНИХ ВЛАСТИВОСТЕЙ БУРОЗЕМІВ КИСЛИХ СЕРЕДНЬОГУМУСНИХ НА ЕЛЮВІЇ СЛАНЦІВ

2.1 Межі і площа буроземної зони і зони Українських Карпат. Умові процесів грунтотвотення

Українські Карпати складають приблизно четверту частну Карпатської дуги. Перед появою Карпатської гірської дуги на поверхні планети був тривалий період, протягом якого море в цьому місці змінилось сушею.

Мелово-палеогеновафлішевагеосінкліналь, де зародились сучасні Карпати, не було суцільним водневим простором, її розділяли продольні гряди суші (так звані кордильєри) - виступи древніх порід фундаменту флішу. Явні сліди розливу фундаменту - виступи конгломератів, які містять неокатані уламки кристалічних сланців та кварцу, до гравелітів з галькою метаморфічних порід часто зустрічаються серед шарів типового двохкомпонентного фліша (пісковики та сланці, що чергуються), що складають флішеву зону Карпат.

Українські Карпати складають частину провінції Карпатських гір та подані трьома геоморфологічними областями: власно Українськими Карпатами, Передкарпатською височиною та Закарпатською низовиною.

Українські Карпати - середньовисотні гори, що тягнуться з північного заходу на південний схід смугою, довжиною більше 270 км і шириною 100 - 110 км. Середня висота їх 1000 м, максимальна - 2061 м (г, Говерла).

Межі Українських Карпат визначаються державним кордоном України з Польщею, Чехією, Угорщиною,Румунією. Північно-східний кордон вздовж лінії міст Судова вишня - Комарне - Миколаїв - Жидачів - Івано-Франковськ-Коломия - Черновці.

Вздовж північно-східного краю Українських Карпат знаходиться Передкарпатська підвищена рівнина, що відповідає Передкарпатському прогибу. Середня висота в межах Передкарпатської височини - біля 350 м.

В межах гірських Карпат виділяється ряд орографічних зон. У складі зовнішньої смуги Українських Карпат виділяють Бескиди, Горгани та Покутсько-Буковинські Карпати. Середньовисокі хребти Горган мають гострі гребні, круті схили з кам'яними осипами, які розділені глибокими долинами. Бескидам та Покутсько-Буковинським Карпатам притаманні м'які контури їх поверхні та куполоподібні вершини. Від Передкарпаття Зовнішні Карпати відокремлені уступом з відносними висотами 200 - 400 м.

В Центральній смузі Українських Карпат протягнулися Водороздільні-Верховинські Карпати. Висоти не перевищують 800 - 1200 м. Понижені місця хребта є зручними перевалами (Ужокський - 889 м, Верецький - 839 м, Воловецький 1014 м). На сході Водороздільно-Верховинських Карпат розташовані Ясинське та Ворохтянськеміжгірські зниження, а також Верховинсько-Путильськенизькогір'я. Ширина Водороздільно-Верховинських Карпат змінюється від 30 км на північному заході до 10 км на південному сході. Тут проходить головний водорозділ карпатських річок.

Далі до південного заходу підіймається осьова, найбільш висока частина Українських Карпат - Полонинсько-Чорногірські Карпати. Вони витягнуті в загальнокарпатському напрямку на 210 км з середньою шириною 20 - 25 км. Ця частина Карпат включає Полонинський хребет, гірські масиви Свидовець, Чорногора, Гриняви та Буковинську Полонину. Орографічною віссю є Полонинський хребет, який поперековими долинами річок поділений на окремі масиви (Полонина Руна, Полонина Боржавська, Полонина Красна).

Найвища частина Українських Карпат - Чорногора - розташована між Чорною та Білою Тисою, верхыв'ям Прута і Чорним Черемошем. Тут знаходиться найвища її вершина - гора Говерла (2061 м). Верхня частина Чорногірського масиву представляє собою велике плоскогір'я полонин, над яким утворилися конусовидні вершини: Петрос - 2022 м, Ребра - 2001 м.

Далі до південного сходу, між Чорним та Білим Черемошем, розташовані Гринявські гори з осевим хребтом Пневе. Поміж річками Білим Черемошем, Путилой і Сучавой простирається Буковинська Полонина.

На півдні Українських Карпат розташований Раховський масив і Чівчинські гори. Ця частина гір характеризується крутими схилами, гострими гребнями гір і значною глибиною розтину.

Вздовж південно-західного схилу Полонинського хребта виділяється вузька зона Березно-Липшанської поздовжньої міжгірської долини. Абсолютні висоти знижуються тут до 400 м. На південному сході від річки Ріці низькогір'я переходить у Верхнетисенську (Хустську або Солотвинську) горбисту рівнину з висотами 500 - 600 м.

До південного заходу від низькогір'я паралельно йому підіймається Вулканічний (Вігорлат-Гутинський) хребет. Він витягнутий від річки Уж до річки Ріка. Долини річок Уж, Латориця, Боржава, Тиса прорізують Вулканічний хребет і поділяють його на окремі масиви. Між річками Боржава і Ріка Вулканічний хребет різко змінює свій північно-західний напрям на мерідіональний (хребет Тупий або Великий Шолляс) та біля м.Хуст переходить на лівий берег Тиси. Це вже Гутинські гори, розташовані на території Румунії. Вулканічні Карпати мають гострі форми, скелясті схили, іноді сплощені вершини.

З південно-західного до зовнішнього краю Вулканічного хребта примикає Закарпатська низовина, яка є частиною великої Середньо-Дунайської рівнини. Поверхня її має невеликий нахил у південно-західному напрямк, абсолютні висоти зменшуються від передгір'я (116 - 120 м) до р. Тиси (105 м). Низину перетинають праві притоки Тиси: Латориця, Серне, Боржава з Іршавою та інші.

Морфоструктура. Сучасна морфоструктура Українських Карпат сформувалася в основному в неоген-антропогенний час, але вона включає також морфоструктури, які успадкували поздовжні та поперечні елементи давнього (мелового) структурного плану. Усі морфоструктури, крім вулканогенних, виникли внаслідок інтенсивного зім'яття порід і розвитку надвигів та горстів.

Розривна тектоніка Українських Карпат дуже складна. В морфоструктурі гір відобразились великі глибинні поздовжні та поперечні розломи. Серед глибинних поздовжніх регіональних розривів виключно важливе значення мають надвиги. Найбільш великим поздовжнім глибинним розломом є - Закарпатський. Розлом йде приблизно вздовж лінії зтикуфлішевих порід Полонинських Карпат та вулканічних утворень Вулканічного хребта. З Закарпатським глибинним розломом пов'язується походження своєрідної зони карпатських утесів (кліппенів). До зони глибинного розлому відноситься також міжгірськаБерезно-Липшанська (Тур'їнська) поздовжня долина, а в південно-східній частині - зони верховій Чорного Черемоша. З Закарпатським і частково Береговським розломами пов'язують осередки неогенового вулканізму Вігорлат-Гутинської гряди.

До глибинних поздовжніх розломів також належать:

1. Серединнокарпатський (Центральнокарпатський), вздовж якого відмічається крутий північно-східний схил Полонинського хребта, Ссвидовця, Чорногори і Гринявських гір;

2. Зовнішньокарпатський розлом, з яким пов'язують формування протяжних морфоструктур скибової зони;

3. Передкарпатський розлом, що замаскированийнадвигом між внутрішньою та зовнішньою зонами прогибу; краєвий розлом Руської платформи - зовнішня межа Передкарпатського передового прогибу.

Поперекові розломи мають північно-східну орієнтацію і перетинають майже під прямим кутом північно-західне поширення карпатських складчатих структур. З поперековими розломами пов'язані субмерідіональні відрізки річкових долин Латориці, Боржави, Тереблі, Чорної Тиси і інші.

Система поздовжніх і поперекових розломів сприяла виникненню глибокої ступінчатої структури фундаменту Карпат.

Карпатській гірській споруді, створеній інтенсивними складчато-надвиговими та сводово-блоковими найновішими рухами, притаманна поздовжня зональність рельєфу, що відбивається в зональному розміщенні морфоструктур: хребтів-лусок, складчато-глибових хребтів і горстових масивів. Гірська споруда обрамлена передгірними прогибами: Передкарпатським вздовж північно-східного схилу і Закарпатським - вздовж південно-західного.

Передкарпатська височина - обернена морфоструктура, що займає простір між південно-західною окраїною Руської платформи і гірським поясом Карпат і відокремлюється від них рядом виражених в рельєфі регіональних глибинних розломів північно-західного розповсюдження. В геоструктурному відношенні Передкарпатській височині відповідає Передкарпатський передгірний прогиб, який сформувався як самостійна морфоструктура в міоцені. Порівняно широкий на північному заході (до 50 - 60 км) прогиб поступово звужується в південно-східному напрямку до 25 - 30 км. В прогибі виділяються дві зони: внутрішня геосінклінальна і зовнішня приплатформенна.

Внутрішня прикарпатська частина прогибанапротязінеогена заповнювалася продуктами руйнування безупинно розтущої Карпатської гірської країни, а в зовнішній приплатформеній частині накопичувався уламковий матеріал, що зносився з Українського щиту. Зовнішня і внутрішня зони поділені регіональним надвигом, що виник вздовж лінії розломау.

Зовнішня зона, починаючи з середнього міоцена, втягується в прогибання і заповнюється верхнєміоценовими відкладеннями. В її межах розвинуті численні куполоподібні складки, з якими пов'язані газові родовища (Дашава, Олар, і ін.). В рельєфі складкам відповідають ізольовані височини.

Внутрішня зона прогиба, що відділена від зовнішньої зони Садковичсько-Садзавським поздовжнім розломом, почала формуватися водночас з підняттям Карпат і тому має риси геосінклінальної структури.

Передкарпатська піднесена рівнина інтенсивно розділена правими притоками р. Дністер, зв'язаними найчастіше з зонами поперечних тектонічних порушень. Тому для рівнини характерно чергування піднесених міжріч з широкими терасовими долинами, які розділяють їх.

В місцях поперечних піднесень відзначається зменшення потужності порід, збільшується кількість грубого уламкового матеріалу, відзначається формування брахіантиклінальних складок. На дільницях занурення структурних елементів Передкарпатськогопрогибу відмічається збільшення потужності опадів.

В межах Карпатського складчатого гірського спорудження виділяється ряд структурно-фацальних зон: Скибова, Кросненська, Дуклянська, Магурська, Чорногорська, Свидовецька, Буркутська, Рахівська, Мармарошська, Пенінська. В геологічній побудові зон беруть участь шари мелового і палеогенового фліша, а в Чівчинських горах і Рахівському масиві (Мармарошська і Рахівська зони) з-під фліша виступають кристалічні сланці і мармури протерозоя. Фліш представлено перешаруванням пісчаників, аргіллитів, алевролитів, що грають неоднакову роль в побудові різноманітних структурно-фаціальных елементів. До складу нижньомеловогофліша входять конгломерати, вапняки і мергелі.

Зовнішня смуга Українських Карпат представлена лускато-моноклінальнимисередньогір'ями і низькогір'ями та відповідає, як правило, Скибковій зоні. Ширина зони біля 40 км.

В її складі виділяють Бескиди, Горгани і Покутсько-Буковинські Карпати. Кордон з Передкарпатськимпрогибом тектонічний і карпатські флішеві породи у вигляді луски насунуті на внутрішню зону прогиба. Складені складки верхньомеловими і палеогеновими піщано-глинястими флішевимивідложеннями.

Для морфоструктури Зовнішніх Карпат характерний розвиток довгих і вузьких лускоподібних надвигів, так званих скиб, що насунуті друг на друга з амплітудою до 13-15 км. В Бескидах і Горганах налічується 6-7 паралельних друг другу скиб, в Буковинських Карпатах їхня кількість збільшується до 8-9. Тут скиби стають вужче і відстань між ними зменшується. Виділені такі основні скиби (з північного сходу на південний захід): Береговська, Оровська, Сколевська, Парашковська, Зелемянковська, Ружанковська.

Лускоподібна структура зумовила моноклінальні умови залягання пісчаників і глинястих шарів верхньомелового і палеогенового фліша. Процеси ерозії сприяли виникненню асиметричних (моноклінальних) хребтів з крутими північно-східними і пологими південно-західними спадами. Гребні хребтів утворені щільними пісчаникамиверхньомелового і палеогенового віку, поздовжні долини віднесені до смуг більш м'яких порід еоцена і олігоцена.

В поздовжній побудові Зовнішньої антиклінальної зони Карпат відзначається зміна тектонічної структури і літології гірських порід. Так, в північно-західній частині Зовнішніх Карпат спостерігаються дуже стиснуті луски-надвигивієроподібної будови. Їм в рельєфі відповідають сім-вісім морфоструктур загальнокарпатського поширення. Це низькогірні (800-1000 м) складчато-надвигові хребти Верхнедністровських Бескид. В основі хребтів залягають відрепарировані ерозією і виведені на поверхню стійкі породи верхнемелового і палеогенового фліша. Сінклінальні частини складок складаються з менш щільних порід олігоцена і еоцена.

Сколевським Бескидам властиві чудово виражені лускоподібні прямолінійні структури і прояв структурно-літологічної зональності. Ці чинники зумовили виникнення средньовисотних (1100-1300м) моноклінальних хребтів.

В межах СкибовихГорган (Зовнішніх Горган) від р. Мізунки до р. Пруту гірські хребти набувають звивистого обрису (складені неоднорідними по щільності породами різноманітних зон фліша). Середньовисотні хребти Горган мають гострі гребні, круті спади з кам'яними осипами, розчленовані глибокими долинами.:

Загальнокарпатська північно-західна орієнтировка морфоструктурних елементів прослідковується в північній низькогірній частині Покутсько-Буковинських Карпат і в південно-східній частині Зовнішніх Карпат. Морфологічно і гіпсометричну Покутсько-Буковинські Карпати складають єдине ціле з Зовнішніми Карпатами, хоча в структурному відношенні є складовою частиною внутрішньої зони Передкарпатськогопрогиба. В рельєфі Покутсько-Буковинських Карпат виділяється ряд паралельних хребтів-антикліналей з препарованими денудацією ядрами і крилами, складеними пісчаникамимелового і палеогенового віку.

Центральнокарпатська морфоструктура (Кросненська зона) витягнута неширокою смугою в загальнокарпатському напрямку і поділяє Зовнішню і Внутрішню морфоструктури. Це зона низькогор'їв і середньогорій Вододільно-Верховинських Карпат, складених потужним шаром пісчаників і аргіллітів олігоценового віку. Розповсюдження нестійких до процесів денудації гірських порід сприяло формуванню низькогірного (600-700 м) рельєфу.

В тектонічній будові зони переважають широкі сінкліналі і вузькі гребнеподібні антикліналі. Спостерігаються і надвиги, але вони не утворюють таких стислих лусок, як в Зовнішніх Карпатах. Головні антикліналі і сінкліналі Центральної карпатської зони ускладнені дрібною складчатістю. Найбільш зануреним частинам відповідають низькогір'яСтрийсько-Санської і Воловецько- Міжгірної котловин, Верховинського вододільного хребта, Ворохто-Путильськогонизькогір'я і Ясинської котловини. В середній частині морфоструктури (верхів'я річок Рікі, Тереблі, Тересви) по геологічним матеріалам встановлена дільниця піднятої складчатої основи. Тут розвинуті еоценові і палеоценові пісчаники, а в ядрах антиклінальних складок місцями оголюються пісчаникиверхнемеловогофліша. Значно припіднята основа зони обмежена поперечними розломами. Це зумовило виникнення масиву середньовисотних гір - Приводороздільних або Внутрішніх Горган (1600-1700 м). Структури представлені антиклінальними складками, з якими зв'язані головні морфоструктурні елементи - середньовисотні ерозійно-антиклінальні хребти і гірськімасиви.

Морфоструктура Внутрішніх Карпат - зона складчато-глибових і глибових гір, що утворюють орографічну вісь Карпат -- Полонинсько-Чорногорські Карпати, де відокремлені гірські масиви, що перевищують головний вододіл, мають горстове походження і відповідають Дуклянській, Чорногірській і іншим зонам. Південно-західна частина морфоструктури різко занурюється і зрізується розломами. Із ними позв'язане утворення Вулканічного хребта і зони між флішевими і Вулканічними Карпатами -- Березно-Липшанського міжгір'я. Північна частина морфоструктури орографічно виражена Полонинським хребтом, масивами Свидовець і Чорногора. В геологічній будові приймають участь верхнемеловой і палеогеновий фліш (чорні сланці і кварцитоподібніпісчаники). Для зони характерні широкі складки, ускладнені дрібною складчатістю і надвигами.

Сучасний рельєф Внутрішніх Карпат відрізняється массивністю форм. Це залежить як від літологічного складу складових порід, так і від неглибоко розташованого кристалічного фундаменту зони, розбитого розломами на окремі блоки. Певно, ще в домезозойський час, а потім під час формування гірського рельєфу Карпат фундамент випробовував здебільшого позитивні глибові рухи. Тому тут розміщені найбільш високі гірські масиви Українських Карпат: Полонинський хребет, Чорногори, Гринявські і Шепитські гори.

Ядро Внутрішніх Карпат представлено сводово-глибовимсередньогір'єм і високогір'єм остаточного Рахівського масиву і Чівчинських гір, що належить до Мармарошської і Рахівської зони. Вони складені кристалічними і метаморфічними породами докембрія і нижнього палеозоя (кристалічні сланці, гнейси, кристалічні вапняки, амфіболіти, граніти). Кристалічні породи нижнього структурного поверху Рахівського масиву і Чівчинських гір перекриті осадочними відкладеннями тріаса і юри, меловим і палеогеновим флішем. В процесі тривалих висхідних рухів осадочний чохол (особливо нижнємезозойські відкладення - тріас і юра) майже повністю знищений процесами денудації і зберігся у вигляді ерозійних останців на поверхні Рахівського масиву.

Вздовж кордону з Магурською зоною витягнута Утесова зона - зона екзотичних скель (кліпенів). Вона має ширину від 2 до 20 км і проходить двома смугами між р. Тересвой і р. Латорицей. Виділяють Північну утесову зону і Південну. Північна зона утесів простягнулася від Рахівського масиву в північно-західному напрямку приблизно до р. Боржави вздовж лінії тектонічного контакту Мармарошськогонадвигу. Утеси (кліпени) утворюють смугу з окремих ізольованих екзотичних скелястих острівців розміром від декількох десятків до сотень метрів. Різкість їхніх форм порушує спокійний рельєф Внутрішніх Карпат. Складені скелі карбонатними і кремнистими породами юрського і тріасового віку, рідше кристалічними породами. Це тектонічні відторженці, вдавлені по лінії Мармарошськогонадвигу в товщину меловогофліша (пісчаники і аргіліти).

Південна зона утесів добре виявлена біля сіл Кричеве, Довге, Свалява. Ізольовані екзотичні острівці щільних юрських вапняків мають різні розміри, підіймаючись над поверхнею схилів на 16 - 20 м. Зона розломів є тектоничним кордоном, що відокремлює Внутрішні Карпати від Закарпатського передгірного прогибу.

Закарпатська низменна рівнина обмежена на півночі гірською системою Карпат і Угорською низиною на півдні. В межах низини виділяються такі морфоструктури: Вигорлат-Гутинське вулканічне пасмо, Солотвинська (Верхнетисенська) і Чоп-Мукачівська западини.

Морфоструктура Вигорлат-Гутинського вулканічного пасма (Вулканічні Карпати) за походженням тісно пов'язана з тектонічними рухами протилежного знаку, що виникли на кордоні олігоцена і міоцена на стику складчато-глибової побудови Внутрішніх Карпат і Угорського серединного масиву. Рухи позитивного знаку по лінії Закарпатського розлому сприяли піднесенню північної частини Внутрішніх Карпат (Полонинський хребет, Рахівський кристалічний масив, Чорногора); рухи негативного знаку призвели до опускання південної частини, на місці якої і сформувався Закарпатський передгірний прогиб. Паралельно розлому йде система глибоких викидів, що досягнув магматичних очагів, сприяли проявувулканічної діяльності. З продуктів різноманітних вулканічних викидів в неогені і сформувався Вигорлат-Гутинский хребет - найбільша гірська споруда вулканічної зони.

Складена Вигорлат-Гутинська морфоструктура здебільшого андезитами, андезито-базальтами і базальтами, а також їх туфами. Під час вулканічної діяльності переважав тріщинний вилив лави. Водночас відбувався викид матеріалу і крізь вулканічні апарати центрального типу. Первинні поверхні вулканічної акумуляції в межах Вигорлат-Гутинського хребта збереглися достатньо добре. Це плоскі поверхні лавових плато, великі і дрібні масиви потухших вулканів. З таких вулканів на південному схилі вулканічного хребта добре збереглися в рельєфі гори Синяк, Бужора, Борилів Діл. Вони мають правильну конічну форму і однорідну геологічну побудову, слабко розчленовані. На південний-захід від Вигорлат-Гутинського хребта розташована Закарпатська аллювіальна рівнина з висотами 100 - 120 м. Вона відповідає значній частині Закарпатського внутрішнього прогибу.

В межах Закарпатського внутрішнього прогиба важлива роль в формуванні окремих морфоструктур належить поперечним розломам. Найбільш великий з них Боржавський сприяв формуванню меридіональної частини хр. Тупого і вплинув на самостійний розвиток Солотвинської (Верхнетисенської) і Чоп-Мукачівської западин. В рельєфі їм відповідають Верхнетисенськенизькогір'є і Чоп-Мукачівська низина.

В межах Солотвинської (Верхнетисенської) западини тривкі зниження почали виявлятися вже в олігоцені і досягли максимума в міоцені. В результаті прогибання в западині сформувався потужний (до 2000 м і більше) шар морських і лагунних середньоміоценових соленосних відкладень, зібраних в широкі положисті антиклінальні і синклінальні брахіскладки північно-західного простирання. Брахіантикліналі місцями ускладнені соляною тектонікою. Розповсюджен соляний карст, діапіри, відзначені деформації продольногопрофіля і зміна висот терас Тиси в районі г. Солотвино. Тривкі зниження западини на кордоні міоцена і пліоцена змінилися підняттям. В результаті цього рельєф почав піддаватися інтенсивним ерозійним процесам. Солотвинське (Верхнетисенське) низькогір'я з усіх боків оточено гірськими спорудами: Полонинським хребтом, Рахівським масивом, хребтами Тупим, Оаш, Гутий.

Чоп-Мукачівська западина почала прогибатися в пізньому міоцені - пліоцені і зниження продовжувались в антропогені. В голоцені зниження змінилися підняттям. Загальна потужність опадів досягає 2000 м. Для Чоп-Мукачівської западини характерний розвиток блокової тектоніки, що призвів до формування добре виявлених в рельєфі горст-антиклінальних морфоструктур.

Основна, західна частина Чоп-Мукачівської западини - рівнинна поверхня. На фоні одноманітної рівнини підноситься Берегівске вулканічне холмогір'є, що відповідає піднятому Берегівському блоку фундамента. Вулканічні виверження були віднесені до лінії викидів Берегівського підняття і відбувалися в середньому і пізньому міоцені. Холмогір'я складене в основному ліпаритами.

Карпатське гірське спорудження має складну і тривалу історію свого розвитку. Прийнято вважати, що сучасні морфоструктури Українських Карпат оформилися під час альпійського орогенезу, в кінці олігоцена - початку міоцена. До цього часу звичайно відноситься виникнення перших гірських споруд Карпатської дуги на місці глибокого геосінклінального басейну. Однак слід пам'ятати, що альпійська геосінкліналь сформувалася на території, що вже випробувала рифейський, каледонський і герцинський орогенічні цикли і де вже раніше існували гірські системи, пов'язані з ними. Карпатська складчата система почала формуватися в кінці юрського періоду на місці зруйнованого денудацією герцинськогоскладчатого спорудження. До кінця олігоценової епохи в її межах існував геосінклінальний режим осадонакопичування, що сприяв формуванню потужних флішевых відкладень. В кінці олігоцена - початку міоцена інтенсивні тектонічні рухи позитивного знаку сприяли підняттю території вище рівня моря і утворенню суши. До цього часу вже намітився розподіл на основні морфоструктурні зони: Внутрішню, а після цього Зовнішню і Центральну. В Центральній зоні олігоценовий морський басейн продовжував існувати, а у Внутрішній і Зовнішній зонах вже була суша. Периферічні дільниці (Закарпатський прогиб і Внутрішня зона Передкарпатськогопрогиба) почали в цей же час прогибатися і заповнюватися продуктами разрушения гір, що підносяться - молассами. Далі відмінності в прямуванні тектонічних рухів збільшилися і ускладнилися надвиговими явищами. В післясарматський час відбулася заключна стадія складчатості (піздньонеогенова), що виявилася головним чином в Скибовій зоні і во внутрішній зоні Передкарпатськогопрогибу, де утворилися складки і надвиги амплітудою до 15 км і більше. Надвигові рухи на південній окраїні Карпатських гір були незначні і направлені в бік Закарпатського прогибу. Тут основна роль в формуванні морфоструктури належить разривній тектоніці - зниженням по розломам, що супроводжувалися вулканічною діяльністю. Продукти вулканічних викидів перешарувались з морськими відкладеннями мілководій. Починаючи з середнього сармата море в Закарпатському прогибі почало міліти. В утворених лагунах і остаткових озерах накопичувалися солоновато-водні і прісноводні відкладення (пізній міоцен - пізній пліоцен). В Передкарпатськомупрогибі континентальні умови настають раніше. Море покидає цю територію в середньому сарматі. В антропогені Передкарпатськийпрогиб втягується в спільні з Карпатами підняття і разом з ними перетворюється в область знесення - обернуту морфоструктуру. Амплітури цих піднятій досягають 120-160 м.

2.2 Будова ґрунтового профілю і характеристика морфологічних ознак буроземів кислих на елювії-делювії андезито-базальтів

Ґрунтовим профілем називається визначена вертикальна послідовність генетичних горизонтів у межах ґрунтового індивідуума, специфічна для кожного типу ґрунтоутворення.

Профіль ґрунту характеризує зміна його властивостей по вертикалі, пов'язана зі впливом ґрунтоутворювального процесу на материнську гірську породу. Спостерігається закономірна, залежна від типу ґрунтоутворення зміна гранулометричного, мінералогічного, хімічного складу, фізичних, хімічних і біологічних властивостей ґрунтового тіла від поверхні ґрунту всередину до незачепленої ґрунтоутворенням материнської породи. Ця зміна може бути поступовою, що відбивається плавним ходом відповідних кривих на графіках розподілу, які характеризують ті чи інші параметри ґрунту, наприклад вміст гумусу, мулистих часток, полуторних оксидів. З іншого боку, криві можуть мати ряд мінімумів і максимумів, що відбиває горизонти виносу й акумуляції тих чи інших речовин, різкі розходження в складі та властивостях горизонтів профілю.

Головні фактори утворення ґрунтового профілю, тобто диференціації вихідної ґрунтоутворюючої породи на генетичні горизонти, - це, по-перше, вертикальні потоки речовини й енергії (спадні чи висхідні залежно від типу ґрунтоутворення і його річної, сезонної чи багаторічної циклічності) і, по-друге, вертикальний розподіл живої речовини (кореневі системи рослин, мікроорганізми, ґрунтові тварини).

Будова ґрунтового профілю, тобто характер і послідовність складових його генетичних горизонтів, специфічна для кожного типу ґрунту і служить його основною діагностичною характеристикою. При цьому мається на увазі, що всі горизонти в профілі взаємно пов'язані й обумовлені. І хоча в різних типах ґрунтів окремі горизонти можуть мати близькі ознаки і властивості й бути аналогічними чи однотипними в генетичному плані, як, наприклад, гумусовий чи глейовий горизонт у різних ґрунтах, проте для кожного конкретного ґрунту завжди є комплекс взаємозалежних горизонтів, що складають його характерний профіль, а не їхня проста сума. Генетична цілісність, єдність ґрунтового профілю - основна властивість ґрунтового тіла, ґрунту як такого, що формується в процесі ґрунтоутворення з вихідної материнської породи як єдине ціле і як такий, що розвивається у часі в єдності складових його генетичних горизонтів.

Генетичні ґрунтові горизонти - це однорідні, як правило, паралельні земній поверхні шари ґрунту, що формуються в процесі ґрунтоутворення, складають ґрунтовий профіль і розрізняються між собою за морфологічними ознаками, складом і властивостями. Генетичними вони називаються тому, що утворюються в процесі генезису ґрунтів.

Генетичні горизонти в ґрунтовому профілі виступають як найважливіші однорідні складові частини ґрунтового тіла, причому їхня однорідність мається на увазі тільки в масштабі розгляду ґрунтового профілю. При іншому, більш детальному масштабі розгляду, ґрунтові горизонти виявляються неоднорідними і побудовані дуже складно.

Поширені в помірно холодному хвойно-лісовому поясі вододільної частини Карпат і формуються під покровом насаджень хвойних лісів. Грунт описаний і сфотографованийу с. Чорна Тиса Рахівського району Закарпатської області. Фотографування грунту зроблено на галявині. Розрізи закладені на гребенеподібному підвищенні схилу в межах Свидовецького хребта на висоті близько 800 м над рівнем моря.



Рис. 2.1 Ґрунтовий профіль бурозему кислого середньо гумусного на елювії сланців:

Hd 0-7 см - дерново- гумусовий, темно-бурий, вологий, важкосуглинковий, комковатозернистий, пухкий, багаторослиннихзалишків; перехідрізкий.

Н 8-35 см - гумусовий, бурий, вологий, легкосуглинковий, зернистокомкуватий, пухкий, зустрічаютьсядрібніуламкисланцю; перехідпоступовий.

Нр 36-88 см - перехідний, бурий, вологий, легкосуглинковий, слабохрящуватий, комкувато - горіховидний, ущільнений; перехідпоступовий.

Pi 89-105 см - елювійсланцю, оливково-бурий, вологий, легкосуглинковий, ущільнений, сильнощебнистий, перехідпоступовий.

Рг 106 см і глибше - тріщинуватий, оливково-сірийсланець.



2.3 Гранулометричний склад ґрунту

Гранулометричний склад - один з головних діагностичних показників ґрунту, що визначає багато інших показників.

Гранулометричний склад ґрунту - це відсотковий вміст у ґрунті різних за розміром частинок або відношення фізичної глини (частинки менше 0,01мм) до фізичного піску (частинки більше 0,01 мм).

Близькі за розміром механічні елементи об'єднуються в групи фракцій. Ґрунтові фракції - групи елементарних часток, які близькі за діаметром та фізичними властивостями.

Таблиця 2.1

Класифікація механічних фракцій ґрунту (за М.О. Качинським)

Розмір часток, мм	Назва механічних елементів	Група фракцій
>3	каміння	кам'яниста частка
3-1	Гравій
1,0-0,5	крупний пісок	фізичний пісок	дрібнозем
0,50-0,25	середній пісок
0,25-0,05	дрібний пісок
0,05-0,01	крупний пил	фізична глина
0,010-0,005	середній пил
0,005-0,001	дрібний пил
<0,001	мул	передколоїдна фракція
0,0010-0,0002	Колоїди
0,000200-0,000001	Колоїди

Кам'яна частка складається з каміння, сюди входять щебінь, гравій, хрящ. Ця фракція володіє доброю водопроникністю, але вона перешкоджає нормальному проходженню ґрунтового процесу, складається із уламків мінералів і гірських порід.

Пісок - представлений на 80% кварцом, 20% польовими шпатами, слюдами. Фракція володіє високою водопроникністю, поганою водоутримуючою здатністю, не утворює структуру, низькою водопідйомною здатністю, не володіє зв'язністю, набуханням. При висиханні надає осідання і знаходиться в пухкому стані, характеризується високою теплопровідністю і низькою теплоємністю, капілярне підняття дуже низьке (33см), не володіє пластичністю і липкістю.

Пил складається із 60% кварцу, 20% польових шпатів і рогової обманки, авгіту, слюд. Фракція містить значну кількість вторинних мінералів, здатна до набухання, характерна слабка пластичність, липкість, високе капілярне підняття, незначна водопроникність, в сухому стані щільна.

Мул складається із 10% кварцу, 90% глинистих мінералів, органічних речовин. Водопроникність фракції - нульова. Фракція характеризується високою водоутримуючою здатністю, липкістю, зв'язністю, осіданням. При зволоженні сильно набухає, збільшується в об'ємі приблизно в 4-10 разів, а при висиханні - об'єм повертається до початкового, що приводить до розтріскування її на окремості.

Гранулометричний склад бурозему кислого середньогумусного на елювії сланців наглядно відображений в таблиці 2.2.

Таблиця 2.2. Гранулометричний склад ґрунту, % на абсолютно суху безкарбонатну наважку

Фракції, мм	Генетичний горизонт
	Hd	H	HP	HP	P2
1,0-0,25	2,27	1,98	2,72	2,93	Не визн.
0,25-0,05	34,88	16,47	12,38	15,34	Не визн.
0,05-0,01	18,50	23,55	25,30	24,47	Не визн.
0,010-0,005	11,75	14,10	14,56	14,31	Не визн.
0,005-0,001	11,45	19,30	18,70	17,85	Не визн.
<0,001	21,15	24,60	26,40	25,10	Не визн.
Сума <0,001	44,35	58,00	59,66	57,25	Не визн.

2.4 Агрегатний склад ґрунту

Структурність ґрунту - це його властивість розпадатися на грудки, а структура - ґрунтові грудочки або агрегати різної величини і форми, варіативно сполучені в ґрунтовому горизонті. Якщо грудочки не розпадаються у воді, пористі, механічно міцні і мають розмір 0,25 - 10 мм, то за М.І. Савіновим їх слід вважати агрономічно цінними мікроелементами. Структурні окремості >10мм є брилами, <0,25мм - пилом (мікроагрегатами).

Розрізняють, за С.О.Захаровим, три основні типи структури: кубоподібну (частинки ґрунту добре розвинені по всіх трьох вісях симетрії), призмо подібну (сильніше виражена вертикаль), плитоподібну (чітко оформлена горизонтальна вісь). Кожен з цих типів структури ділиться на дрібніші одиниці.

Структурні відмінності в горизонті не бувають одного розміру і форми. Частіше структура буває змішаною, при описі зазначають це двома або трьома словами в послідовності зростання кількості відповідних агрегатів.

Для генетичних горизонтів буроземів кислих середньогумусних на елювії сланців характерні певні форми структури (рис.2.2):

Hd-комкуватозернистий;

Н-зернистокомкуватий;

НР -комкувато - горіховидний;

Р2-тріщінуватий .



а)б)

в) г)

Рис. 2.2.Структура ґрунтів: а - структура дерново-гумусового горизонту; б - структура гумусового горизонту; в - структура перехідного горизонту; г - структура материнської породи

Для оцінки структурного стану, перш за все, враховують такий показник, як сума агрономічно цінних агрегатів (0,25-10мм). За цією ознакою пропонується шкала С.І. Долгова і П.У. Бахтіна (табл. 2.3) - ступінь підготовленості ґрунту до сівби культур з середнім розміром насіння (пшениця, жито, овес).

Таблиця 2.3 Шкала оцінки структурно-агрегатного стану орних земель

№ групи	Вміст агрегатів 0,25-10 мм, %	Оцінка структурного стану
	повітряно-сухих	водотривких
5	>80	>70	Відмінний
4	80-60	70-55	Добрий
3	60-40	55-40	Задовільний
2	40-20	40-20	Незадовільний
1	<20	<20	Поганий

Не менш важливою характеристикою структурного стану ґрунту є його водотривкість. Оцінку структури грунту за водотривкістю проводять згідно таблиці Н.І.Саввінова (табл. 2.4).

Таблиця 2.4 Оцінка структури ґрунту за вмістом водотривких агрегатів

Вміст водотривких агрегатів діаметром більше 0,25 мм, %	Оцінка структурного стану ґрунту
Менше 10	Відсутня
10-20	Незадовільна
20-30	Недостатньо задовільна
30-40	Задовільна
40-60	Добра
60-75	Відмінна
Більше 75	Надмірно висока

Заходи по оструктуренню ґрунтів.

Незважаючи на переважно руйнівний для структури землеробський вплив, є чимало способів ефективної стабілізації структурного стану ґрунтів. Одним з найдоступніших агротехнологічних заходів збереження і поліпшення структури ґрунтів є їх своєчасна (за оптимальної вологості) культурна оранка (хоча її вплив також є неоднозначним). З одного боку, оранка розпушує ґрунт, сприяючи цим утворенню оптимальних за розмірами агрегатів. Однак, перевертаючи шар, вона виносить на поверхню агрегати, не стійкі проти руйнівної дії дощових крапель і рідкого стоку. При обороті шару та проході ґрунтообробних знарядь унаслідок стискання ґрунту в підорному шарі утворюється ущільнена плужна підошва. З другого - оранка прискорює розкладання органічних речовин і втрату гумусу, що також призводить до зниження водостійкості агрегатів.

Системи мінімального і нульового обробітку, за яких бур'яни знищують гербіцидами, безумовно послаблюють руйнування агрегатів, проте вони поступово збільшують ущільненість сухого ґрунту, сприяючи цим утворенню великих шпар, що лише частково компенсується безперервністю порового простору, створюваного ходами хробаків і корінням рослин.

Мінімальний і безполицевий обробітки є ефективними заходами охорони ґрунтів від ерозії та дефляції, однак при вирішенні проблем, пов'язаних з інвазіями комах, грибів, паразитів, бур'янів, звичайний плужний обробіток є кращим (особливо для ранніх із сильним розвитком коренів культур). Істотно поліпшують агрегатний склад ґрунтів (підвищують водостійкість агрегатів) багаторічні трави, оптимально включені в сівозміну.

Застосування гною є не лише джерелом додаткового живлення рослин і підвищення мікробіологічної активності ґрунтів, а й засобом поповнення запасів гумусу в ґрунтах, як основного компонента, що агрегує мінеральну їх частину. Втрати гумусу в разі нераціонального сільськогосподарського використання ґрунтів позначаються насамперед на зниженні водостійкості агрегатів, призводячи до їх руйнування та загального знеструктурення. Поповнення запасів гумусу, достатніх для агрегування (поліпшення структури) ґрунтів відбувається за рахунок систематичного угноєння, яке поліпшує агрономічну цінність структури, активізує мікробіологічну діяльність ґрунту, слугує джерелом утворення гумусу (головного агрегуючого агента), діє як добриво, що сприяє інтенсивному розвитку ризосфер культурних рослин, а через їх посередництво - утворенню агрегатів. Великий оструктурювальний вплив чинять торфокомпости, зелені добрива (сидерація), заорювані пожнивні та інші рослинні рештки.

Агромеліоративними методами оструктурювання ґрунтів є гіпсування та вапнування.

Відновлення структури відбувається не лише під впливом багаторічних, а й меншою мірою однорічних сільськогосподарських культур, передусім таких, як пшениця, соняшник, кукурудза та багатьох інших культурних рослин з добре розгалуженою кореневою системою, яка виявляє чітко виражену оструктурювальну дію.

Ефективним є й штучне оструктурювання, технологічно добре розроблене, але не затребуване сільськогосподарською практикою через дорожнечу структуроутворювачів - полімери та співполімери з похідних акрилової, метакрилової та малеїнової кислот, у тому числі метакриламід.

2.5 Фізичні властивості

Фізичні властивості ґрунту - сукупність властивостей, що характеризують фізичний стан ґрунту і визначають його сприятливість до зовнішньої механічної дії. Це - щільність складення, щільність твердої фази і шпаруватість.

Щільність складення - це маса абсолютно сухого ґрунту в одному об'ємі непорушеної будови. Визначається методом ріжучого циліндра. Так щільність складення заданих грунтів коливається в межах 1,11-1,23 г/см3, що є типовим показником для свіже виораного грунту.

Таблиця 2.5 Оцінка щільності суглинкових та глинистих ґрунтів (за М.О. Качинським)

Щільність складення, г/см3	Оцінка
< 1,00	Надмірно розпушений або багатий на органіку ґрунт
1,00-1,19	Типові показники для культурного свіже виораного ґрунту
1,20-1,29	Ущільнена рілля
1,30-1,40	Дуже ущільнена рілля
1,41-1,60	Типові показники для підорних горизонтів (крім чорноземів)
1,61-1,80	Дуже ущільнені ілювіальні горизонти ґрунтів

Щільність твердої фази ґрунту - це відношення маси абсолютно сухого ґрунту до рівного об'єму води за температури + 4°С. Визначається за допомогою пікнометричного методу.

Шпаруватість - це сумарний об'єм всіх пор ґрунту, що виражається у відсотках, по відношенню до маси ґрунту. Шпаруватість буроземів кислих середньо гумусних на елювії сланців становить 51,7-55%, що відповідає (зо М.О.Качинським) оцінці задовільно.

Таблиця 2.6 Оцінка шпаруватості ґрунтів (за М.О. Качинським)

Загальна шпаруватість для суглинкових і глинистих грунтів, %	Якісна оцінка шпаруватості
>70	Надмірно висока шпаруватість ґрунт занадто пухкий
65-55	Відмінна шпаруватість - окультурений орний шар
55-50	Задовільна шпаруватість для орного шару
50-40	Незадовільна шпаруватість для орного шару
40-25	Надмірно низька шпаруватість характерна для ущільнених ілювіальних горизонтів

2.6 Фізико-механічні властивості

Фізико-механічні властивості ґрунтів враховують при конструюванні й експлуатації сільськогосподарських машин, нормуванні операцій з обробітку ґрунтів, зносу робочих органів, витрат паливно-мастильних матеріалів. Інтерпретація залежності росту і розвитку коренів від ґрунтово-екологічних умов також здійснюється з урахуванням фізико-механічних характеристик ґрунту, тому що опір ґрунту росту коренів енергетично подібний до проникнення в нього металевого клина. До основних фізико-механічних властивостей, належать твердість, питомий опір, зв'язність, опір розриву, зрушенню та роздавлюванню, липкість, пластичність, набрякання й усадка.

Твердість є не що інше, як опір (кгс/см2) проникненню в ґрунт будь-якого тіла певної форми (циліндра, конуса, кулі, клина). Твердість є дуже важливим діагностичним показником екологічного стану ґрунту, перед усім його придатності для механічного обробітку (при твердості >15-20 кгс/см2 витрати на обробіток різко зростають), а також використовується для непрямої оцінки здатності ризосфер освоювати кореневмісний шар. Через велике екологічне значення цієї властивості ґрунту для її визначення запропоновані різноманітні прилади - від простого ломика Желєзнова (твердість визначають за глибиною входження в ґрунт плунжера, що падає з певної висоти) до сучасного твердоміра з автоматичною реєстрацією і графічною видачею результатів на екран дисплея міні-ЕОМ з докладною диференціацією за глибиною кореневмісного шару.

Питомий опір ґрунту характеризується через зусилля (кгс/см2), що витрачається на підрізання шару, його оборот і тертя об робочу поверхню плуга. Це, за Горячкіним, сила тяги на гаку трактора(стискальне зусилля), віднесена до одиниці поперечного перерізу шару. Величину питомого опору ґрунтів установлюють за допомогою різних роботомірів. Виходячи з визначення, питомий опір слід вважати складною властивістю ґрунту, що залежить від його стану, передусім від зв'язності і структурності.

Питомий опір ґрунтів змінюється в діапазоні від 0,2-0,3 до 0,7-0,8кгс/см2 і вище та залежить від гранулометричного складу, гумусованості ґрунту, агрофону (після просапних, зернових або багаторічних трав питомий опір дуже розрізняється) і його стану (забур'яненість, наприклад, збільшує опір), а також глибини обробітку . Величина питомого опору визначає вибір класу трактора й умов агрегатування, кількість причіпних знарядь, витрати пального.

Зв'язність - це зусилля, здатне розчленувати ґрунт. Зв'язність спричинюється різними типами зв'язків - найміцнішими є суто хімічні (виникають при контакті кристалічних решіток мінералів безпосередньо або через шари різного складу - крем'янки, необоротно зкоагульованихгумусових речовин, півтораоксидів) і молекулярними (фізичними, ван-дерваальсовими), що виникають у колоїдно-дисперсних системах при їх змочуванні й утворенні менісків вологи в місцях контакту поверхонь. Останні переважають у більшості ґрунтів як оборотно зв'язні (механічно руйнуються у зволоженому стані і зміцнюються при висушуванні). Із збільшенням у ґрунтах вмісту крупнодисперсних елементів та їх оструктурюванні зчеплення слабшає і зв'язність зменшується. Цей показник зумовлює твердість і різні види опорів.

Пластичність- здатність ґрунтів змінювати свою форму під впливом зовнішнього навантаження і зберігати утворену форму після усунення навантаження. У пересушеному і перезволоженому стані ґрунти не мають пластичності. Ця властивість виявляється тільки у певному інтервалі зволоження між верхньою і нижньою межами пластичності. За меншої вологості ґрунт з пластичного переходить у напівтвердий і твердий, а за більшої - з пластичного в текучий чи напіврідкий стан.

Липкість- це зусилля (г/см2), потрібне для відриву ґрунту від металу (липкість «ґрунт -метал») або колеса (липкість «ґрунт - гума»). Н.А. Качинський поділяє ґрунти на виразно липкі (липкість>5 г/см2), середньолипкі (2-5 г/см2) і слабколипкі (<2 г/см2). Липкість виявляється тільки за певного рівня вологості, близького до верхньої межі пластичності. При обробітку ґрунту в стані липкості поверхневий шар зазнає найгрубішої деформації. При вологості, коли виявляється липкість, якісно обробити ґрунт неможливо. Він налипає на знаряддя, не кришиться, за таких умов погіршується прохідність машин і збільшуються витрати пального. З цієї причини липкість - украй негативна властивість ґрунту. Будь-які агрозаходи, спрямовані на збагачення ґрунту органічними речовинами, кальцієм, поліпшення структури, сприяють збільшенню періоду, протягом якого липкість не виявляється, і одночасно зменшують її величину.

Набрякання й усадка- здатність ґрунтів змінювати свій об'єм у процесі зволоження-висушування. Прояв цієї властивості зумовлений головним чином наявністю в ґрунті гідрофільних глинистих мінералів типу монтморилоніту з рухомими кристалічними решітками, здатними до так званого внутрішньопакетного або інтраміцелярного (осмотичного) зв'язування вологи. Склад обмінно-поглинених основ у колоїдному комплексі впливає на величину набрякання (одновалентні катіони посилюють цю здатність). Надмірне набрякання ґрунту відчутно зменшує його зв'язність, посилює розмокання і руйнування. Усадка - протилежний набряканню процес, підпорядкований тим самим закономірностям. При усадці і підсушуванні ґрунт спочатку ущільнюється, а потім починає розтріскуватися. Якщо висушування попередньо зволоженого ґрунту відбувається швидко, утворюються тріщини досить великого діаметра і глибини. Набрякання й усадку прийнято оцінювати за зміною лінійних й об'ємних параметрів зразка ґрунту щодо початкових параметрів. Набрякання й усадка постійно чергуються, спричинюючи цим сезонну динаміку структурного (загалом фізичного) стану ґрунтів.

Стиглість ґрунту. Діапазон параметрів вологості різних ґрунтів, за якої спостерігається їх найкраща придатність до механічного обробітку, свідчить про фізичну стиглість ґрунтів. У генетично різних, але подібних за гранулометричним складом, ґрунтів параметри фізичної стиглості є зближеними. У легких ґрунтів діапазон вологості з найкращою готовністю до обробітку є досить широким, а її період - набагато тривалішим.

...