Pedologie
UNIVERSITATEA DE ŞTIINŢE AGRICOLE ŞI MEDICINĂ VETERINARĂ “ION IONESCU DE LA BRAD” IAŞI
Şef lucr.dr. FEODOR FILIPOV
Şef lucr.dr. EUGEN TEODORESCU-SOARE
PEDOLOGIE
2001
1
UNIVERSITATEA DE ŞTIINŢE AGRICOLE ŞI DE MEDICINĂ VETERINARĂ “ION IONESCU DE LA BRAD” IAŞI
Referent ştiinţific:
C.M.
UNIVERSITATEA DE ŞTIINŢE AGRICOLE ŞI DE MEDICINĂ VETERINARĂ “ION IONESCU DE LA BRAD” IAŞI
2001
Pedologie
CUPRINS CAP.I. PEDOLOGIA, OBIECT DE STUDIU ŞI IMPORTANŢĂ (Şef lucr.dr.Filipov Feodor)............................................................1 1.1.Obiectul de studiu al Pedologiei.....................................................1 1.2.Metode de cercetare în Pedologie...................................................2 1.3.Conceptul de sol.............................................................................3 1.4.Solul-sistem multifuncţional..........................................................4 1.5.Utilitatea Pedologiei în agricultură.................................................6 CAP.II. PROCESE DE DEZAGREGARE A ROCILOR ŞI A MINERALELOR (Şef lucr.dr.Filipov Feodor)......................................................7 2.1.Dezagregarea rocilor şi a mineralelor.............................................7 2.1.1.Dezagregarea rocilor prin variaţii zilnice ale temperaturii....8 2.1.2.Dezagregarea prin acţiunea vântului şi a apei.......................9 2.1.3.Dezagregarea prin intermediul organismelor vegetale şi animale 9 2.1.4.Efectul dezagregării rocilor şi a mineralelor……………..10 2.2.Procesele de alterare şi factorii determinanţi ………... 12 2.2.1.Hidratarea şi dehidratarea mineralelor………………….…14 2.2.2.Dispersia şi dizolvarea……………………………….……15 2.2.3.Hidroliza………………………………………………….16 2.2.4.Oxidarea şi reducerea…………………………………….16 2.3.Constituienţi minerali…………………………………….…….18 2.4.Materialul parental………………………………………..…….21 CAP.III. MATERIA ORGANICĂ DIN SOL (Şef lucr.dr.Filipov Feodor) ………………………………………………………….………23 3.1.Constituienţi organici ai solului…………………………..…….23 3.1.1.Edafonul solului………………………………….……….23 3.1.2.Compoziţia chimică a materiei organice din sol………….27 3.2.Fracţiuni humice……………………………………….……….27 3.3.Raportul Carbon/Azot (C/N)…………………………………..29 3.4.Raportul acizi huminici (A/A) : acizi fulvici (A/F)…………....30 3.5.Tipuri de humus……………………………………………..….30 Cap.IV. PROPRIETĂŢILE FIZICE ALE SOLULUI (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen)………………………….……..32 3
4.1.Compoziţia granulometrică a solului………………….………33 4.1.1.Sisteme de fracţiuni granulometrice……………….……33 4.1.2.Clasele de textură ………………………………………35 4.1.3.Caracterizarea solurilor după textură………………..….36 4.1.4.Textura solului pe profil………………………….…….37 4.1.5.Importanţa texturii solului…………………………..….38 4.2.Structura solului……………………………………….….….38 4.2.1.Principalele tipuri de structură………………….….…..39 4.2.2 Formarea structurii……………………………….…….39 4.2.3.Degradarea şi refacerea structurii……………….……..41 4.3.Densitatea solului……………………………………….…...42 4.4.Densitatea aparentă……………………………………….…43 4.5.Porozitatea solului……………………………………..……44 4.6.Coeziunea solului……………………………………………45 4.7.Aderenţa solului…………………………………………….46 4.8.Plasticitatea solului……………………………………..….47 4.9.Consistenţa solului………………………………………….47 4.10.Contracţia solului……………………………………..….48 4.11.Gonflarea solului……………………………………..…….48 4.12.Rezistenţa la arat……………………………………..…….49 CAP. V. PROPRIETĂŢI HIDROFIZICE, DE AERAŢIE ŞI TERMICE ALE SOLULUI (Sef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen) …………………………………………………………………50 5.1.Apa din sol…………………………………………..……..50 5.1.1.Forţele de reţinere a apei din sol …………………….….51 5.1.1.1.Forţa gravitaţională……………………………….……51 5.1.1.2.Forţele capilare…………………………………….…..51 5.1.1.3.Forţele de adsorbţie sau de sorbţie………………….….51 5.1.1.4.Forţele determinate de tensiunea vaporilor de apă ……………52 5.1.1.5.Forţele de sugere a rădăcinilor plantelor………………….52 5.1.1.6.Forţele osmotice………………………………………..…52 5.1.1.7.Forţele hidrostatice……………………………………..…52 5.1.2.Indicii hidrofizici ai solului……………………………...…..52 5.1.2.1.Coeficientul de higroscopicitate……………………..……52 5.1.2.2.Coeficientul de ofilire……………………………….……52 5.1.2.3.Capacitatea pentru apă în câmp…………………….…….53 5.1.2.4.Capacitatea de apă utilă…………………………….…….53 5.1.2.5.Capacitatea totală pentru apă……………………….…….53 5.1.3.Formele de apă din sol………………………………..…….53
Pedologie 5.1.4.Regimul hidric al solului………………………………..….55 5.1.4.1.Tipuri de regim hidric………………………..55 5.2. Aerul solului(regimul de aer al solului)………….56 5.2.1.Compoziţia aerului din sol……………………..56 5.2.2.Volumul de aer din sol…………………………57 5.2.3.Aeraţia solului………………………………….58 5.3.Temperatura solului………………………………59 5.3.1.Sursele de energie calorică……………………..60 5.3.2.Căile de pierdere a energiei calorice……………60 5.3.3.Proprietăţile termice ale solului…………………60 5.3.3.1.Capacitatea de absorbţie a radiaţiilor solare…..60 5.3.3.2.Căldura specifică………………………………61 5.3.3.3.Capacitatea calorică a solului…………………61 5.3.3.4.Conductivitatea solului……………………….62 5.3.3.5.Capacitatea exotermică şi endotermică a solului………62 CAP.VI. COMPLEXUL COLOIDAL ŞI SOLUŢIA SOLULUI (Şef lucr.dr.Filipov Feodor)…………………………………………63 6.1.Complexul coloidal al solului………………………….63 6.1.1.Alcătuirea micelei coloidale……………………..64 6.1.2.Caracterizarea şi descrierea unor micele coloidale…….65 6.1.3.Indicatorii folosiţi la caracterizarea proprietăţilor de schimb ionic…………………………………………………….67 6.1.4.Adsorbţia anionică………………………………..71 6.1.5.Importanţa sistemului coloidal şi a schimbului cationic….72 6.2.Soluţia solului………………………………………………….72 6.2.1.Reacţia solului…………………………………………….74 6.2.2.Capacitatea de tamponare pentru reacţie a solului……….75 CAP.VII.PROPRIETĂŢI MORFOLOGICE (Şef lucr.dr.Filipov …………………………………………………………………….76 7.1.Culoarea solului……………………………………………76 7.1.1.Aprecierea culorii solului…………………………….76 7.1.2.Semnificaţia culorii solului…………………………..78 7.2.Neoformaţiile solului…………………………………..79 CAP.VIII.PROCESELE DE FORMARE A SOLURILOR (Şef lucr.dr.Filipov Feodor)……………………………………….82 8.1.Procese de transformare………………………………….82 8.2.Procese de translocare…………………………………….84 5
Feodor)
8.3.Procese de uniformizarea profilului de sol……………….88 8.4.Procese de aport şi transport de material………………….88 CAP.IX.PROFILUL PEDOGENETIC ŞI ORIZONTURILE SOLULUI (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen)…………………………….89 9.1.Profilul de sol…………………………………………89 9.2.Orizonturi diagnostice………………………………..90 CAP.X.CADRUL NATURAL DE FORMARE ŞI EVOLUŢIE A SOLURILOR (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen)…….96 10.1.Influenţa climei…………………………………………..97 10.2.Influenţa vegetaţiei………………………………………99 10.3.Influenţa organismelor şi a microorganismelor………..101 10.4.Influenţa rocii………………………………………….101 10.5.Influenţa reliefului…………………………………….102 10.6.Influenţa apelor freatice şi a apelor stagnante…………103 10.7.Rolul tinmpului………………………………………..104 10.8.Influenţa omului……………………………………….105 CAP.XI.SISTEMUL ROMÂN DE CLASIFICARE A SOLURILOR (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen)………………………106 11.1.Denumirea solurilor……………………………………..106 11.2.Clasificarea solurilor României………………………….107 11.2.1.Clasificarea solurilor la nivel superior………………108 11.2.2.Clasificarea solurilor la nivel inferior……………….108 CAP.XII.CLASA MOLISOLURI (Şef lucr.dr.Filipov Feodor)……..109 12.1.Solurile bălane……………………………………………..109 12.2.Cernoziomul……………………………………………….110 12.3.Cernoziomul cambic……………………………………….111 12.4.Cernoziomul argiloiluvial………………………………….112 12.5.Solurile cernoziomoide……………………………………113 12.6.Solurile cenuşii…………………………………………….114 12.7.Rendzina…………………………………………………..115 12.8.Pseudorendzina…………………………………………….116 CAP.XIII.CLASA ARGILUVISOLURI(Şef lucr.dr.Filipov Feodor)…117 13.1.Solul brun-roşcat……………………………………………117 13.2.Solul brun-roşcat luvic………………………………………118 13.3.Solul brun argiloiluvial………………………………………119 13.4.Solul brun luvic………………………………………………120
Pedologie 13.5.Luvisolul albic………………………………………………121 13.6.Planosolul…………………………………………………..123 CAP.XIV.CALASA CAMBISOLURI (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen) ………………………………………………………………………….124 14.1.Solurile brune eu-mezobazice……………………………….124 14.2.Solurile roşii (terra rossa)…………………………………….125 14.3.Solurile brune acide…………………………………………..127 CAP.XV.CALASA UMBRISOLURI (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare ………………………………………………………………………..128 15.1.Solurile negre acide……………………………………….128 15.2.Andosolurile……………………………………………….130 15.3.Solurile humicosilicatice…………………………………..131
Eugen)
CAP.XVI.CLASA SPODOSOLURI (Şef lucr.dr.Filipov Feodor)…..133 16.1.Solul brun feriiluvial………………………………………133 16.2.Podzolul……………………………………………………134 CAP.XVII.CLASA SOLURILOR HIDROMORFE (Şef lucr.dr.Filipov Feodor) ………………………………………………………………..135 17.1.Lăcoviştile…………………………………………………..136 17.2.Solurile gleice……………………………………………….137 17.3.Solurile negre clinohidromorfe…………………………….139 17.4.Solurile pseudogleice………………………………………140 CAP. XVIII. CLASA SOLURILOR HALOMORFE (Şef lucr.dr. TeodorescuSoare Eugen)………………………………………..141 18.1.Solonceacurile……………………………………………..142 18.2.Soloneţurile………………………………………………..144 CAP.XIX.CLASA VERTISOLURI (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen) ……………………………………………………………………….146 19.1.Vertisolul………………………………………………….146 CAP.XX. CLASA SOLURILOR ORGANICE (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen) …………………………………………………………………………..149 20.1.Solurile turboase…………………………………………….149 7
CAP. XXI. CLASA SOLURILE NEEVOLUATE, TRUNCHIATE SAU DESFUNDATE (Şef lucr.dr.Teodorescu-Soare Eugen)…150 21.1.Litosolurile………………………………………………….151 21.1.Regosolurile…………………………………………………152 21.3.Psamosolurile ………………………………………………153 21.4.Protosolurile aluviale………………………………………..154 21.5.Solurile aluviale…………………………………………….156 21.6.Erodisolurile………………………………………………..157 21.7.Coluvisolurile………………………………………………158 21.8.Solurile desfundate…………………………………………159 21.9.Protosolurile antropice……………………………………..160
BIBLIOGRAFIE……………………………………………………163
Pedologie
CAPITOLUL I PEDOLOGIA, OBIECT DE STUDIU ŞI IMPORTANŢĂ
1.1.
Obiectul de studiu al Pedologiei
Pedologia (de la cuvintele greceşti “pedon - sol” şi “logos” – vorbire raţională) este ştiinţa care se ocupă cu studiul solului ca resursă şi corp natural situat la suprafaţa scoarţei terestre. Studiul Pedologiei înglobează o diversitate de aspecte referitoare la natura constituienţilor solului la organizarea şi relaţiile dintre acestea, la originea şi evoluţia solului, la dinamica proceselor actuale în relaţie cu factorii de mediu, precum şi cele referitoare la proprietăţile şi funcţiile solului în vederea folosirii raţionale şi eficiente în diferite ramuri ale economiei. Pedologia este ştiinţă interdisciplinară situată la confluenţa dintre ştiinţele fundamentale (Fizica, Chimia, Biochimia, Matematica, Informatica) şi ştiinţele naturii (Geologia, Geomorfologia, Geodezia, Climatologia, Biologia) pe de o parte şi stiinţele aplicative agrosilvice (Geologia inginerească, Ocrotirea mediului, Îmbunătăţiri funciare) pe de altă parte. Ştiinţe fundamentale
Ştiinţe istorice – aplicative
Fizică Chimie Biochimie Matematică Informatică
Geologia Geomorfologia Geodezia Biologia
PEDOLOGIA Agricultură Agrochimie Agrotehnică Meteorologie Fitotehnie
Geologia inginerească Ocrotirea mediului Îmbunătăţiri funciare Hidrografia şi hidrologia
Ştiinţe aplicative inginereşti
Ştiinţe aplicative agrosilvice
Fig.1. Poziţia de graniţă a Ştiinţei solului Pedologia are un caracter complex – consecinţă a caracterului proieminent pe care îl ocupă solul în ecosistemele din natură şi a multiplelor conexiuni pe care învelişul de sol le
9
realizează între celelalte geosfere, fiind considerată ca o ştiinţă (are obiect de studiu, are o evoluţie în timp şi are legi şi metode specifice de cercetare). Pedologia, ca ştiinţă independentă, s-a cristalizat relativ târziu dar a evoluat rapid având în prezent numeroase ramuri de specialitate, ramuri care tratează diferitele aspecte ale solului sau diferitele fenomene sau procese mai simple sau mai complexe specifice solului. Dintre numeroasele ramuri care derivă din Pedologia generală sau fundamentală, amintim: Fizica solului, Chimia solului, Mineralogia solului, Biologia solului, Fertilitatea şi fertilizarea solului în corelaţie cu Nutriţia plantelor. O altă serie de ramuri de bază ale Pedologiei generale este reprezentată de Geneza solului, Morfologia solului, Micromorfologia solului, Clasificarea şi taxonomia solurilor, Cartografierea solurilor, Geografia solurilor, Bonitarea sau evaluarea solurilor, Informatica solurilor. Paralel cu Pedologia generală s-a dezvoltat şi Pedologia aplicată: agricolă, forestieră, ameliorativă, sanitară.
1.2. Metode de cercetare în Pedologie Caracterul complex al Ştiinţei solului implică o metodologie complexă de cercetare. Pe lângă metodele specifice ale ştiinţelor cu care vine în contact (analize fizice, chimice, mineralogice, etc), Pedologia şi-a dezvoltat metode proprii de cercetare cum ar fi metodele cercetării profilului de sol şi a unităţii teritoriale de sol, metoda morfologică şi micromorfologică, metoda genetico-geografică comparativă, metoda pedo-cartografică, experienţa în vase de vegetaţie şi în câmp. Profilul de sol constituie criteriul de bază al clasificării solului. El este reprezentat printr-o succesiune de orizonturi pedogenetice de la suprafaţa solului până la roca de solificare în cadrul unei secţiuni verticale realizate în sol. Descrierea şi caracterizarea fiecărui orizont pedogenetic din cadrul profilului se face în teren prin metoda morfologică iar în laborator prin metode chimice, fizice şi micromorfologice. Derscrierea morfologică este considerată “abecedarul” Pedologiei şi constă în precizarea însuşirilor exterioare ale solului: grosimea, culoarea, textura, structura, conţinutul în schelet, consistenţa, porozitatea, prezenţa carbonaţilor, a neoformaţiilor, a incluziunilor, etc.. Metoda pedo-cartografică constă în indentificarea, delimitarea în teren şi descrierea unităţilor de sol şi reprezentarea grafică pe hartă a unităţilor teritoriale de sol. Experienţa în vase de vegetaţie şi în câmp permite evidenţierea acelor însuşiri ale solului care nu pot fi sesizate prin studiul morfologic sau prin analizele de laborator. Analiza fizică, chimică şi mineralogică constă în determinarea cantitativă şi calitativă a componentelor fizice, chimice şi mineralogice ale solului. Datele rezultate prin analiză se coroborează cu descrierea morfologică şi, astfel, se poate preciza tipul de sol şi direcţiile de evoluţie ale acestuia.
Conceptul de “sol”
Pedologie Evoluţia acestui concept oglindeşte în mare măsură reuşitele dar şi erorile din dezvoltarea ştiinţei solului. Astfel pentru omul primitiv solul constituia suprafaţa fermă a uscatului iar, odată cu apariţia agriculturii, solul a fost considerat “suport pentru plante” Extinderea studiilor referitoare la nutriţia minerală a plantelor a condus la formularea conceptului de “sol” ca mediu poros capabil să asigure apa, aerul şi elemente nutritive pentru plante. Această concepţie despre sol, cu toate că are un caracter restrâns şi se referă mai mult la nutriţia plantelor şi mai puţin la sol, în sensul strict, a contribuit semnificativ la rezolvarea problemei producţiei agricole punând bazele fertilizării minerale a plantelor. Şcoala agrogeologică consideră solul ca fiind produs de alterare al rocilor (rugina nobilă) îmbogăţit în materie organică. În concepţia agricultorilor solul era considerat ca fiind “pătură humiferă supusă lucrărilor agricole”. Odată cu fundamentarea pedologiei ca ştiinţă, realizată prin publicarea lucrării lui V.V. Dokuceaev “Cernoziomul rusesc” în 1883, a fost introdus conceptul de “sol”, care s-a extins la începutul secolului XX. Conform acestui concept solul este considerat un corp natural format sub acţiunea îndelungată a factorilor pedogenetici (roca, relief, clima, vegetaţie), diferenţiat în orizonturi cu alcătuire diferită, de regulă afânat, cu grosime diferită, deosebindu-se de roca pe care s-a format prin caracteristici specifice, morfologice fizice, chimice şi biologice, compoziţie şi constituţie. În pedologia românească contemporană N. Florea (1993) defineşte solul ca un corp natural, tridimensional, de material relativ afânat, alcătuit din compuşi minerali, organici şi organisme vii, aflate în interacţiune cu proprietăţi fizice, chimice diferite de ale materialului parental iniţial din care s-au format şi evoluat în timp, prin procese pedologice şi pedogeologice, sub acţiunea climei şi organismelor, în diferite condiţii de relief, fiind capabili de schimb continuu de substanţă şi energie cu mediul şi de asigurare a condiţiilor necesare creşterii şi dezvoltării plantelor. Din această definiţie se constată că “solul” nu este echivalent cu ceea ce se defineşte prin sol agricol, iar noţiunea de subsol nu este echivalentă cu roca parentală. Solul, definit în sensul folosinţei sale, se referă mai mult la modul de utilizare decât la solul ca entitate naturală distinctă. Depozitele din bălţi şi lacuri bogate în materie organică sunt considerate soluri numai atunci când oferă condiţiile proprice creşterii plantelor. Întrucât dezvoltarea vegetaţiei este condiţionată de lumină, adâncimea de pătrundere a luminii în apă (2÷ 10m) indică limita formării solurilor subacvatice. Solul este un corp cu viaţă, el face tranziţia între lumea anorganică şi organică vie, prezintă un flux continuu de energie şi substanţa ca în corpurile vii, moşteneşte unele însuşiri (caractere relicte) ale materialului parental. Cu toate acestea solul nu poate fi inclus în categoria organismelor vii propriu-zise deoarece nu prezintă una din caracteristicile esenţiale ale acestora: aceea de a se înmulţi şi de a transmite caractere ereditare urmaşilor.
Solul – sistem multifuncţional
11
Solul – resursă limitată - este unul dintre cele mai preţioase bunuri indispensabile umanităţii – deoarece întreţine pe pământ viaţa plantelor, a animalelor şi a omului. El poate fi considerat o geomembrană vie de protecţie a uscatului terestru şi de tranzitare a energiei, a elementelor nutritive şi a apei, participând, în cadrul mediului înconjurător, la multiple cicluri vitale ale componentelor ecosistemului: ciclul energiei, al apei, al elementelor biogene, marile cicluri biogeochimice, etc.. Din această perspectivă, în ultimul timp, un cerc tot mai larg de specialişti din România şi din alte ţări (Olanda, Germania, S.U.A., Ungaria, etc.) evidenţiază faptul că politicile de utilizare, protecţie şi ameliorare a solului trebuie să fie concepute pe baza “funcţiilor” pe care le îndeplineşte acesta: 1.Funcţia de suport pentru plante şi de rezervor natural de elemente nutritive, apă şi aer, necesar creşterii şi dezvoltării plantelor. În acest mod solul produce anual o cantitate totală de biomasă de circa 1,8 ⋅ 1011 t, fiind considerat “o uzină vie la scară planetară” care constituie baza dezvoltării organismelor heterotrofe, inclusiv a omului. 2.Funcţia de reciclare a materiei organice, reciclare ce constituie un proces vital în menţinerea şi perpetuarea vieţii pe pământ. În situaţia (absurdă) în care materia organică nu ar fi transformată şi descompusă, în scurt timp, pământul ar fi acoperit de un imens depozit de material organic. Transformarea şi mineralizarea materiei organice sunt rezultatul activităţii microorganismelor din sol, activitate care determină formarea humusului şi mobilizarea substanţelor nutritive. 3.Funcţia de reţinere şi păstrare a apei provenite din precipitaţii şi din alte surse (irigaţii) este esenţială pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor care, în perioada de vegetaţie, au o permanentă nevoie de apă. 4.Funcţia de primenire a CO2 şi a altor gaze toxice la schimb cu aerul atmosferic prin spaţiul poros al solului, asigură condiţiile de creştere şi dezvoltare a plantelor. Cantităţile mari de dioxid de carbon din sol provenite din respiraţia rădăcinilor şi a microorganismelor ar atinge concentraţii toxice pentru plante dacă nu ar fi eliminate. 5.Funcţia de filtru ecologic are un rol însemnat în prevenirea degradării calităţii producţiei plantelor stăvilind, totodată, procesul de poluare a apelor freatice şi a celor din râuri şi lacuri. Astfel, unele substanţe toxice provenite din diverse surse poluante, sunt reţinute de către complexul adsorbtiv iar altele sunt descompuse de către microorganismele din sol, reducându-se concentraţia acestora în soluţia solului. 6.Funcţia de habitat şi rezervor de gene pentru floră şi faună pe care o îndeplineşte solul atât la suprafaţă cât şi în interiorul său, asigură biodiversitatea specifică mediului edafic. 7.Funcţia de neutralizare a ionilor de H+ din apa ploilor se realizează datorită prezenţei în sol a unor “sisteme tampon” ce împiedică schimbările bruşte ale unor însuşiri ale solului (în primul rând pH –ul), schimbări ce ar dăuna creşterii şi dezvoltării plantelor. 8.Funcţia de reglare a nivelului apei din lacuri şi râuri se exercită în situaţiile în care învelişul de sol, dintr-un bazin hidrografic, din cauza grosimii reduse şi permeabilităţii scăzute a orizonturilor pedogenetice, are capacitate redusă de reţinere a apei. În aceste condiţii creşte frecvenţa inundaţiilor, se intensifică eroziunea solurilor şi colmatarea
Pedologie lacurilor deoarece surplusul de apă ce se scurge la suprafaţa terenului dislocă, antrenează şi transportă cantităţi mari de sol. Extinderea suprafeţelor ocupate cu construcţii (urbanizare exagerată) provoacă restrângerea terenurilor cu posibilităţi de recepţie a apei de precipitaţii; aceasta ajunge în scurt timp în emisarul natural determinând cresterea nivelului apei şi, prin consecinţă, inundarea terenurilor limitrofe. În aceste condiţii nivelul apei freatice se menţine la adâncimi mai mari, iar efectul secetei din lunile călduroase se intensifică. 9.Funcţia de suport material de susţinere pentru construcţii, căi de comunicaţii şi transport, depozite, etc., ca funcţie industrială şi tehnico-economică vine, în general, în contradicţie cu funcţile ecologice. 10.Funcţia de conservare şi păstrare a informaţiilor paleontologice şi arheologice, informaţii care sunt valorificate de către oamenii de ştiinţă din aceste domenii.
1.5. Utilitatea Pedologiei în agricultură Solul este principalul mijloc de producţie în agricultură şi silvicultură precum şi o parte esenţială a ecosistemelor terestre şi a mediului ambiant şi, prin urmare, o resursă indispensabilă pentru existenţa umanităţii. Naţiunea de “sistem – sol”, definind un asamblu de ştiinţe de o mare diversitate, a determinat înlocuirea, la ce de al XVI-lea Congres Internaţional al pedologilor de la Montpellier, a termenului de Ştiinţa solului” cu cel de “Ştiinţele solului”. Studiile pedologice ce cuprind textul de caracterizare a solurilor şi hărţile de sol la scară mare (1:10 000) sunt utilizate în agricultură pentru o gamă largă de activităţi cum ar fi: •inventarierea şi sistematizarea suprafeţelor (parcelarea, trasarea de drumuri, etc.) ţinând seama de condiţiile de sol şi relief. •stabilirea celei mai adecvate categorii de folosinţă a terenurilor în scopul exploatării eficiente a fondului funciar cu menţinerea unui nivel optim de fertilitate a solului. •determinarea gradului de favorabilitate a solului pentru diferite specii, soiuri de hibrizi de plante cultivate •adoptarea tehnologiilor agricole de cultivare a plantelor diferenţiat – funcţie de cerinţele plantei, condiţiile climatice şi însuşirile solului. •stabilirea planurilor şi tehnologiilor de fertilizare •estimarea necesarului de maşini agricole pentru exploataţiile agricole pe baza condiţiilor de sol şi relief Hărţile pedologice la scară mică şi mijlocie constituie materialul documentar de bază pentru zonarea pedoclimatică a teritoriului în vederea dezvoltării producţiei agricole, amplasării judicioase a staţiunilor experimentale şi stabilirii suprafeţelor de teren pe care ar putea fi aplicate şi extinse rezultatele cercetărilor experimentale din regiuni relativ similare. În domeniul silvic studiile pedologice sunt folositw la organizarea exploatării raţionale a patrimoniului, la stabilirea măsurilor diferenţiate de gospodărire a pădurilor
13
precum şi la proiectarea lucărilor agrosilvoameliorative pe diferite terenuri şi prognoza evoluţiei. Cunoaşterea însuşirilor solurilor şi prognoza evoluţiei lor este necesară pentru amenajările de irigaţii, desecarea unor terenuri şi pentru prevenirea şi combaterea eroziunii solurilor, având în vedere noile condiţii de regim hidric.
CAPITOLUL II PROCESE DE DEZAGRAGARE ŞI ALTERARE A ROCILOR ŞI A MINERALELOR
2.1. Dezagregarea rocilor şi a mineralelor “Pământul” este un corp dinamic supus în mod continuu acţiunii unor factori interni ( activităţi vulcanice, mişcări tectonice ) sau externi ( agenţi atmosferici, hidrosferici şi biosferici ) ce are ca rezultat înălţarea anumitor părţi ale scoarţei terestre sau diminuarea diferenţelor de nivel. La modificarea scoarţei terestre contribuie procesele de dezagregare, alterare, eroziune, transport şi sedimentare a materialului transportat. Dezagregarea este un proces fizico-mecanic sau biomecanic de fragmentare a rocilor şi mineralelor în urma căruia rezultă fragmente de diferite mărimi, asemănătoare din punct de vedere al compoziţiei chimice cu roca sau mineralul din care au provenit. Toate rocile şi mineralele din scoarţa terestră sunt susceptibile la dezagregare. Dezagregarea rocilor se desfăşoară în acelaşi mod ca şi aleile betonate, care cu timpul, se fisurează, suprafaţa lor devine neuniformă, rugoasă, iar fragmentele de pietriş sunt expuse la suprafaţă sau se desprind de masa aleii betonate. Fragmentarea rocilor este efectul modificării condiţiilor de mediu. Întrucât variaţiile cele mai mari ale condiţiilor de mediu au loc în partea superioară a scoarţei terestre, materialul din straturile de sol este mai fragmentat decât roca de solificare. Dezagregarea rocilor (alterarea fizică, alterarea mecanică), este un proces complex ce este influenţat de mai mulţi factori precum variaţiile de temperatură, acţiunea îngheţ-dezgheţ, acţiunea gravitaţiei, a vântului, a rădăcinilor plantelor, etc.
2.1.1.Dezagregarea rocilor prin variaţii zilnice ale temperaturii Sub influenţa variaţiilor de temperatură rocile se încălzesc şi se răcesc succesiv, apărând astfel dilatări şi contractări în masa rocii, rezultatul fiind fragmentarea acestora. Cu cât dilatările şi contractările se succed mai des şi sunt mai accentuate, cu atât şi dezagregarea este mai pronunţată. Rolul important în fragmentarea rocilor îl au variaţiile diurne de temperatură. În timpul zilei rocile şi mineralele se încălzesc şi se dilată mai intens în straturile de la suprafaţă şi rezultatul este desprinderea lor de straturile interioare şi formarea de fisuri paralele cu suprafaţa rocii.
Pedologie În timpul nopţii straturile de la suprafaţă se răcesc mai mult decât cele interioare, iar mineralele din rocă se contractă mai mult formând fisuri perpendiculare pe suprafaţa rocii. Procesul de dilatare şi contractare a rocilor este continuu iar rocile se dezagregă în fragmente din ce în ce mai mici. Intensitatea dezagregării este influenţată de amplitudinea variaţiilor diurne de temperatură,frecvenţa variaţiilor de temperatură, conductibilitatea termică a mineralelor, culoarea mineralelor, tipul de rocă, natura suprafeţei rocii, mărimea cristalelor, anizotropia cristalelor. Amplitudinea diurnă de temperatură ( diferenţa dintre temperatura maximă şi minimă în decursul unei zile) poate ajunge până la circa 60o C în zonele de deşert. Ziua rocile se înfierbântă şi se dilată iar noaptea partea superficială a rocii se contractă brusc, nu se poate strânge din cauza miezului dilatat şi în felul acesta are loc fragmentarea rocii prin “explozie”care este însoţită de zgomote puternice ce pot fi auzite la distanţe mari. Intensitatea dezagregarii rocilor este mai mare dacă variaţiile de temperatură se succed mai des. Mineralele de culoare închisă absorb mai multă căldură, se încălzesc mai puternic, se dilată mai mult şi prin urmare se fragmentează mai uşor. Rocile poliminerale şi policrome se dezagregă mai intens decât rocile monominerale şi monocrome. Rocile cu suprafeţe lucioase se dezagregă mai slab decât cele poroase şi cu suprafeţe neregulate. Cristalele nu transmit în mod uniform în toate direcţiile căldură şi nu se dilată şi nu se contractă uniform. Rocile formate din cristale mari se dezagregă mai uşor decât cele fin cristaline, iar acestea mai uşor decât rocile semicristaline şi cele sticloase. Încălzirea mineralelor şi a rocilor nu se datorează încălzirii aerului ci insolaţiei directe, de aceea în climatele uscate şi-n regiunile alpine dezagregarea prin variaţii bruşte de temperatură se manifestă cu intensitate mare.
2.1.2. Dezagregarea prin acţiunea vântului şi a apei Vântul determină dezagregarea rocilor prin procesele de roadere (coroziune), transport şi de sedimentare. Procesul de roadere determină şlefuirea şi modelarea rocilor. Intensitatea acestui proces depinde de viteza vântului, eterogenitatea rocii şi de mărimea şi natura particulelor purtate de vânt. În urma procesului de eroziune rezultă forme foarte variate de relief care poartă denumirea de “martori”(Babele - munţii Bucegi, Sfinxul, Ciupercile eoliene). Acţiunea apei din fisuri şi pori se manifestă prin realizarea unei presiuni capilare care determină dezagregarea rocilor dure. De exemplu apa pătrunsă în fisurile de un micron dezvoltă o presiune de 1,5 kg/cm2, iar în fisurile de 1 mm ajunge până la 1500 kg/cm2. Prin acţiunea de dizolvare, apa slăbeşte coeziunea dintre particule determinând mărunţirea rocilor. Acţiunea dizolvantă a apei se exercită cu precădere asupra calcarelor, dolomitelor având ca rezultat formarea de reliefuri carstice. În marnele argiloase salinizate apa pătrunde uşor, dizolvă şi îndepărtează sărurile uşor solubile determinând formarea unui sistem cavernos.
15
Apa ce se scurge la suprafaţa solului detaşează particule de sol şi rocă pe care le transportă prin rostogolire sau în suspensie şi depune acest material la baza versanţilor formând depozite coluviale şi proluviale la piciorul pantei. În partea superioară a versantului este dominant efectul de detaşare faţă de cel de transport încât se formează zona eluvială. În treimea mijlocie predomină transportul materialului detaşat şi constituie zona deluvială, iar în partea inferioară unde se depune materialul transportat se formează zona coluvială. Apele curgătoare dizlocă, transportă, triază şi depun fragmentele dezagregate formând depozite aluviale, aluvio-proluviale sau depozite deltaice. 2.1.3. Dezagregarea prin intermediul organismelor vegetale şi animale Fixarea plantelor se realizează prin pătrunderea rădăcinilor în sol şi în crăpăturile rocilor. Creşterea în lungime şi grosime a rădăcinilor este însoţită de exercitarea unei forţe mecanice asupra materialului de sol prin care se alungesc rădăcinile şi asupra pereţilor fisurilor din roca aflată în stadii incipiente de dezagregare. Presiunea exercitată de rădăcinile plantelor ierboase este de câteva grame/cm2 iar cea a plantelor lemnoase ajunge până la 30 - 50 kg/cm2. O rădăcină cu o grosime de 10 cm şi lungime de 100 cm poate disloca o masă de 30 - 50 tone(C.Teşu, 1993). Aleile betonate sau asfaltate aflate în apropierea arborilor, prezintă deseori fisuri şi crăpături datorită extinderii rădăcinilor ce exercită presiuni apreciabile asupra solului şi materialului aflat în imediata vecinătate. După încheierea ciclului de vegetaţie rădăcinile rămase în orificiile şi fisurile rocilor se descompun parţial, favorizează pătrunderea apei care prin procese de îngheţ-dezgheţ continuă acţiunea de fragmentare a rocii. 2.1.4. Efectele dezagregării rocilor şi a mineralelor Efectele dezagregării mineralelor şi rocilor sunt numeroase, ele putând fi de natură petrografică, mecanică, fizică, biologică, biochimică, agroproductivă şi de relief local. Efectele petrografice se remarcă prin formarea unor roci cu proprietăţi noi cum ar fi rocile sedimentare detritice mobile. Prin procesele de dezagregare rocile masive, compacte se transformă în fragmente de diferite forme şi dimensiuni. Totalitatea fragmentelor de roci şi minerale alcătuiesc complexul de alterare. Fragmentele de roci şi minerale pot rămâne pe locul de formare alcătuind “depozite eluviale” sau pot fi transportate şi depuse în alte locuri ale scoarţei terestre sub formă de sedimente de diferite grosimi. După locul de depunere şi agentul de transport depozitele naturale pot fi acvatice şi continentale. Depozitele acvatice se formează în urma depunerii materialului, transportat de pe uscat în lacuri (depozite lacustre) sau în mări (depozite marine). În urma desecării lacurile, depozitele lacustre vor constitui materialul parental din care vor evalua anumite tipuri de sol. Depozitele continentale sunt reprezentate de roci detritice ce formează depozite eluviale, coluviale, deluviale, proluviale, aluviale, glaciare şi eoliene.
Pedologie Depozitele eluviale sunt alcătuite din fragmente de rocă dezagregate ce au rămas pe locul de formare.Aceste depozite au diferite grosimi, se găsesc de regulă pe terenuri plane sau slab înclinate, iar trecerea spre roca dură, consolidată se face treptat. Depozitele deluviale sunt sedimentele transportate şi depuse de-a lungul versantului de către apa ce se scurge la suprafaţă. Sunt alcătuite din materiale de dimensiuni mai mici decât materialul depozitelor eluviale. În secţiune se observă o slabă stratificare orizontală sau oblică. Depozitele coluviale sunt reprezentate, de materiale depuse la baza versantului de către apa ce se scurge la suprafaţa terenului sau sub influenţa energiei gravitaţionale datorate diferenţelor de nivel. Aceste depozite, de regulă stratificate, contribuie la micşorarea pantei terenului. Depozitele proluviale sunt sedimentele depuse de torenţi sau rîuri cu regim torenţial sub formă de conuri de dejecţie care se formează la schimbările de pantă sau la vărsare în cursurile naturale de apă. Materialele care formează conul de dejecţie sunt mai fine spre margine şi mai grosiere spre centru şi amonte. Depozitele aluviale sunt sedimente depuse de apele curgătoare de-a lungul albiei lor în lunci sau la vărsare. Pe cursul superior al rîului se depun fragmente de dimensiuni mai mari iar pe cursul mijlociu şi inferior dimensiunile fragmentelor se micşorează. Depozitele aluviale sunt stratificate, au o compoziţie chimică şi mineralogică variată, în mod frecvent ele conţin săruri moderat şi uşor solubile, oxizi şi hidroxizi de fier, etc. Depozitele eoliene sunt reprezentate de materiale transportate şi depuse de vânt sub formă de dune şi interdune. Efectele fizice ale dezagregării sunt remarcate printr-o reaşezare a fragmentelor rezultate în urma dezagregării. Astfel, depozitele ce se formează în urma acestui proces prezintă porozitate pentru apă şi aer, suprafaţa specifică a particulelor constitutive se măreşte considerabil. Instalarea vegetaţiei, humificarea resturilor organuce favorizează gruparea particulelor elementare în agregate structurale care transformă roca dezagregată într-un sistem polifazic şi polidispers capabil să reţină apă, aer şi substanţe nutritive. Mărirea suprafeţei specifice a particulelor favorizează intensificarea reacţiilor fizicochimice şi chimice dintre componenţii fazei solide, lichide şi grosiere a depozitelor formate. Efectele biologice sunt remarcate prin aceea că în depozitele formate în urma dezagregării se creează un mediu favorabil pentru dezvoltarea microorganismelor, organismelor vegetale şi animale. Odată cu instalarea vegetaţiei în masa depozitelor, numărul indivizilor din floră şi faună devine mai mare şi determină o diferenţiere morfologică incipientă a profilului de sol. Efectele biochimice apar odată cu diferenţierea populaţiilor organismelor vegetale şi animale în depozitele dezagregate şi datorită resturilor organice ce rămân după încheierea ciclului de viaţă şi eliminării unor substanţe organice de metabolism animal şi vegetal. Acumularea resturilor organice şi humificarea acestora sunt stadii premergătoare ale formării humusului, componentul esenţial al solului. Efectele morfologice sunt remarcate prin faptul că în roca dezagregată apare prima secvenţă microstratificată caracteristică solurilor, reprezentând de fapt termenul incipient de evoluţie a oricărei unităţi taxonomice de sol.
17
Efectele agroproductive. Spre deosebire de roca nedezagregată, roca dezagregată prezintă însuşirea caracteristică solurilor, denumită “fertilitate”. În roca dezagregată, au loc procese chimice şi biochimice, care determină formarea de substanţe noi, necesare nutriţiei plantelor. Datorită afânării rocii, aerul şi apa pătrund şi ocupă spaţiile libere dintre fragmente, determinând alterarea, levigarea şi depunerea produşilor de alterare(C.Teşu, 1974). Productivitatea solului este determinată de fertilitatea iniţială şi de tehnologiile folosite în cultivarea plantelor.
2.2. Procesele de alterare şi factorii determinanţi Prin alterare se înţelege ansamblul schimbărilor fizice, chimice şi biologice produse în roci, aproape de suprafaţa scoarţei sub acţiunea agenţilor atmosferici, plantelor şi microorganismelor. Ţinând cont de factorii care determină alterarea, deosebim: alterarea biologică şi chimică. Alterarea biologică, este determinată de organismele vii care exercită o acţiune directă prin extragerea elementelor nutritive din roca de solificare şi eliminarea de CO 2 şi o acţiune indirectă ce constă în eliberarea de acizi organici care intensifică procesul de alterare. Alterarea chimică este determinată de o serie de procese chimice simple dintre care importanţă mai mare prezintă hidratarea, deshidratarea, dizolvarea, hidroliza, carbonatarea şi oxido-reducerea Principalul agent al alterării chimice este apa şi aerul cu cele două componente O2 şi CO2. În urma alterării chimice şi biologice, rocile şi mineralele îşi schimbă compoziţia chimică. Astfel dacă se face o comparaţie între compoziţia chimică a solului şi cea a rocii din care s-a format, se constată deosebiri cantitative şi calitative, în sol fiind prezentate minerale şi compuşi chimici noi care n-au existat iniţial în rocă. Efectul alterării chimice şi biologice constă în modificarea însuşirilor chimice şi fizice a mineralelor care conferă solului însuşiri noi neexistente în roca nealterată. Factorii care determină alterarea rocilor şi mineralelor sunt reprezentaţi de apă, aer, acizi organici, săruri minerale, microorganisme, râme, furnici, rădăcinile plantelor etc. Apa este factorul principal în procesele de alterare fără de care asemenea procese nici nu se pot concepe. Apa, ca agent de alterare apare mai frecvent decât apa meteorică, de infiltraţie şi ca apă subterană.. Apa meteorică de infiltraţie în procesul de solificare joacă rolul de dizolvant, dizolvă şi vehiculează sub forma de soluţii de acizi, săruri şi baze, antrenează şi transportă în adâncime particulele coloid disperse, generează ioni de H + şi OH+ care intensifică alterarea, hidratează rocile şi mineralele, formează un mediu lichid de dispersie indispensabil pentru evoluţia solului şi viaţa organismelor. Mediul lichid dispers constituie soluţia de alterare, care la un moment dat se confundă cu soluţia solului. Apa subterană dizolvă şi redistribuie săruri solubile (CaCO3, CaSO4, NaCl, Na2SO4 etc), provoacă alterarea puternică a mineralelor. Alterarea mineralelor are loc în mediu cu un conţinut scăzut de oxigen.
Pedologie Intensitatea procesului de alterare depinde de reacţia chimică a soluţiei de alterare şi este influenţată de natura şi conţinutul de săruri dizolvate. Gazele din sol. Aerul din sol, în comparaţie cu aerul din atmosferă, are o concentraţie a CO2 de zeci şi de sute de ori mai mare. CO2 din sol provine din respiraţia organismelor şi a rădăcinilor plantelor şi din descompunerea materiei organice. Apa de ploaie care străbate solul conţine de sute de ori mai mult CO2 comparativ cu aerul atmosferic. Prin urmare, în soluţia solului sau în soluţia de alterare se găseşte o cantitate mare de CO2 dizolvat care, împreună cu apa, formează acidul carbonic. Acidul carbonic, fiind un produs nestabil, se desfac astfel : 99 % H2CO3 ↔ CO2 + H2O 1 % H2CO3 ↔ H+ + HCO3 H2CO3 ↔ 2H+ + CO-3 Apa pură dizolvă 0,00131 % CaCO3 în timp ce apa încărcată cu CO2 dizolvă 0,1 0,12 % CaCO3. Pe această cale straturile superficiale ale solului sunt decarbonatate prin îndepărtarea şi depunerea carbonatului de calciu în orizonturile subiacente. Ionii de H+ rezultaţi din disocierea H2CO3 micşorează valoarea pH-ul soluţiei solului, provoacă dezalcalinizarea şi determină hidrolizarea intensă a silicaţilor primari precum şi levigarea bazelor şi argilei pe profilul solului. Bicarbonatul de calciu şi CO2 din sol formează un amestec tampon care funcţionează ca un adevărat regulator al reacţiei solului. Acizii organici din sol sunt reprezentaţi de acizi organici graşi şi oxiacizi cum ar fi acidul formic, acetic, malic, lactic, citric, etc. Aceşti acizi se formează continuu din transformarea resturilor organice. Sărurile minerale, din sol hidrolizează acid, neutru sau alcalin şi imprimă soluţiei solului o anumită reacţie. CaCO3 are un rol inhibitor în formarea solului, imprimă soluţiei de alterare, reacţie alcalină, împiedică alterarea silicaţilor şi translocarea argilei şi a humusului, coagulează coloizii din sol. Sărurile de sodiu (Na2SO4 , NaCl) accelerează evoluţia solului datorită ionilor de sodiu care dispersează coloizii uşurând levigarea argilei şi humusului, favorizează alterarea silicaţilor, imprimă reacţie alcalină solului şi astfel mineralele se alterează mai uşor. Rădăcinile plantelor contribuie la alterarea rocilor şi mineralelor prin secreţii radiculare şi prin absorbţie de elemente nutritive din sol. Râmele trec materialul de sol prin tubul digestiv mărunţindu-l şi alternându-l parţial. Furnicile alterează rocile şi mineralele prin acidul formic şi acetic pe care-l elimină. În acest mod se intensifică alterarea silicaţilor şi carbonaţilor din sol. Microorganismele din sol reprezentate prin bacterii şi ciuperci produc alterarea rocilor şi mineralelor. Dinamica fierului, siliciului, sulfului, carbonului, azotului este influenţată de către microorganisme. 2.2.1. Hidratarea şi deshidratarea mineralelor. Hidratarea este un proces fundamental în alterarea mineralelor şi constă în adsorbţia şi reţinerea fizico-chimică a moleculelor de apă la suprafaţa particulelor minerale sau în
19
reţinerea apei în reţeaua cristalină a mineralului sub formă moleculară (apa de cristalizare) sau ionică (apa de constituţie). Cel mai elementar aspect de hidratare este absorbţia şi îmbibarea cu apă a solului. Aceasta se produce datorită porozităţii şi capilarităţii solului. Hidratarea mineralelor se realizează prin atracţia electrostatică a moleculelor de apă de către ionii aflaţi la periferia particulelor minerale sau în stratul difuz al micelei coloidale. Ionii aflaţi la suprafaţa particulelor minerale sunt pozitivi sau negativi, atrag moleculele de apă care se comportă ca mici dipoli orientându-se cu polul pozitiv sau negativ după cum ionul are sarcina electrică negativă sau pozitivă. În jurul particulelor minerale şi a ionilor se formează pelicule de apă de diferite grosimi. Grosimea peliculei de hidratare depinde de concentraţia soluţiei, raza ionului hidratat. Hidratarea ionilor descreşte odată cu creşterea concentraţiei soluţiei de alterare. Hidratarea mineralelor se poate realiza prin integrarea moleculelor de apă în reţeaua cristalină aşa cum se întâmplă cu anhidritul (CaSO4) sau boehmitul care prin moleculele de apă se transformă în gips (CaSO4 . 2H2O) sau în gibsit (Al(OH)3. Apa legată sub formă de molecule în reţeaua cristalină se numeşte apa de constituţie. deshidratare CaSO4 + 2H2O ↔ CaSO4 . 2H2O anhidrit gips hidratare Al(OH) + H2 O → Al (OH)3 deshidratare 2AlO(OH) → Al2 O3 + H2 O Deshidratarea este procesul de eliminare a anumitor categorii de apă din proba de sol. Hidratarea şi deshidratarea mineralelor este un proces reversibil. Prin deshidratare mineralele îşi micşorează volumul iar hidratarea mineralelor este însoţită de mărirea volumului. Procese de hidratare-deshidratare se observă la soluri argiloase care în urma uscării formează crăpături largi şi adânci iar prin umezire îşi măresc volumul determinând denivelarea suprafeţei terenului.
2.2.2. Dispersia şi dizolvarea Sunt faze ale procesului de desfacere a materiei în componente din ce în ce mai simple. Prin dispersie rezultă, în general, componenţi de dimensiuni coloidale iar prin dizolvare, materialul mineral este desfăcut în molecule, atomi şi ioni. Dispersia şi dizolvarea sunt faze ale aceluiaşi proces, nu se pot separa una de alta. Dizolvarea este un aspect al hidratării: ionii, după ce se hidratează, ies din reţea şi trec în soluţie. Procesul de dispersie şi dizolvare este un proces de rupere a legăturilor dintre particulele constitutive. Astfel duritatea cuarţului nu reprezintă în fond tăria atomilor constitutivi ci tăria câmpurilor de forţă care umple spaţiile interatomice. Prin procesul de
Pedologie dizolvare se înlătură aceste forţe, dispersia şi dizolvarea are loc treptat la început în particule grosiere apoi în cele coloidale, moleculare, atomice şi ionice. Puterea de solubilizare a apei creşte odată cu creşterea temperaturii, presiunii, concentraţiei în CO2 şi în săruri. Prezenţa clorurii de sodiu în soluţia solului măreşte solubilitatea gipsului de la 2,2 g/l la 11 g/l. Gipsul devine aproape insolubil în prezenţa MgSO4. În procesul de solificare sărurile dizolvate sunt antrenate şi translocate de curenţii descendenţi sau ascendenţi ai apei. Acţiunea dizolvantă a apei se exercită mai mult în roci sedimentare. Prin procesul de dizolvare scoarţa terestră suferă o serie de transformări având ca efect formarea de peşteri, grote, caverne, chei, canioane, crovuri, coşcove.
2.2.3. Hidroliza Hidroliza (hydros - apă, lio- a dezlega), este procesul de alterare a mineralelor şi constă în combinarea chimică a elementelor de disociaţie ale mineralului dizolvat, cu elementele de disociaţie ale apei, până la stabilirea unui echilibru chimic. Echilibrul chimic stabilit în soluţia de alterare sau în soluţia solului se perturbă din cauza curenţilor de apă care străbat profilul de sol şi antrenează unele substanţe chimice şi a proceselor de alterare ce determină transformarea materialului organic şi mineral sau a absorbţiei elementelor nutritive, aflate în soluţia solului, de către rădăcinile plantelor. Procesul de hidroliză are loc prin dubla descompunere atât a substanţei care hidrolizează cât şi a apei care are rol de dizolvant şi de reactiv. Prin hidroliză se alterează mai intens aluminosilicaţii simpli, aluminosilicaţii alcalini, sărurile provenite din acid tare şi baza slabă (NH4Cl1 . Fe2[SO4] ; Al[SO4]3), acid slab şi baza tare (CH3COONa; Na2CO3) sau dintre acid slab şi baza slabă (CH3COONH4) Ionii sărurilor provenite din acid tare şi baza tare (NaCl; Na2SO4) nu reacţionează cu apa şi nu modifică echilibrul normal de disociere a apei. Hidroliza este un proces fundamental în alterarea silicaţilor şi formarea mineralelor argiloase. Într-o etapă înaintată de alterare şi debazificare toţi silicaţii se descompun hidrolitic.
2.2.4. Oxidarea şi reducerea Prin oxidare se înţelege combinarea unei substanţe cu oxigen, pierdere de hidrogen sau trecerea unei substanţe de la valenţa inferioară pozitivă la o valenţă superioară pozitivă sau de la o valenţă superioară negativă la o valenţă inferioară negativă. Oxidarea este procesul prin care un element liber, sau făcând parte dintr-un compus, pierde electroni. In reţeaua cristalină a silicaţilor primari, fierul şi manganul, se găsesc sub formă de oxizi feroşi şi manganoşi care în prezenţa apei şi a CO 2 formează biocarbonaţi feroşi şi manganoşi solubili în apă. Prin oxidarea ionilor bivalenţi de Fe2+ şi Mn2+ bicarbonatul feros şi manganos hidrolizează trecând în hidroxizi. Compuşii ferici imprimă solului o culoare gălbuie - brună până la roşietică. Compuşii feroşi dau profilului de sol culoare închisă - cenuşie albăstruie, verzuie până la neagră. Prin oxidare are loc accentuarea însuşirilor acide sau atenuarea celor bazice.
21
Prin oxidare materia organică din sol poate fi descompusă până la produşi finali : H2O, CO2 şi substanţe minerale care pot aproviziona plantele cu elementele nutritive. Sub influenţa descărcărilor electrice azotul atmosferic poate fi oxidat, dizolvat în apă de ploaie şi adus în sol, unde poate trece în nitraţi sau poate fi redus la amoniac. Reducerea - orice reacţie în care un compus se îmbogăţeşte în electroni. Reducerea este inversă oxidării şi se realizează prin : pierdere de oxigen, câştigare de hidrogen, trecere de la o valenţă superioară pozitivă la o valenţă inferioară pozitivă sau trecere de la o valenţă inferioară negativă la o valenţă superioară negativă. Reducerea are loc în special sub acţiunea bacteriilor anaerobe care îşi procură oxigenul necesar din combinaţiile fierului, sulfului şi a altor elemente complet oxidate. În acest fel sulfaţii şi oxizii ferici sunt reduşi la fier bivalent (Fe ++) şi hidrogen sulfurat care intrând în reacţie dau sulfura feroassă. Fe++ + H2S → FeS + H+ Prin combinarea ionilor de fier bivalent cu acidul carbonic sau fosforic se formează carbonatul sau fosfatul feros. Compuşii feroşi formaţi sunt solubili şi se pot leviga în adâncime. În perioada de secetă datorită condiţiilor de aerisire bune compuşii feroşi prin oxidare se transformă în compuşi ferici care precipită, devin insolubili se depun formând un orizont de acumulare a fierului. Reducerea poate avea loc alternativ cu procesul de oxidare, mediul aerob favorizează oxidarea, iar cel anaerob reducerea. Procesele de reducere pot fi determinate de apa stagnantă deasupra orizonturilor impermeabile sau de apa freatică. Prin alterarea perioadelor umede cu cele secetoase se realizează condiţii succesive anaerobe şi aerobe. În acest caz coloritul orizontului este neuniform, mozaicat având culori cenuşii verzui albăstrui - vineţii ce alternează cu compuşii de fier oxidat de culoare roşcată. Reducerea determină accentuarea proprietăţilor bazice. În mediu reducător prin alterarea compuşilor organici (proteine şi alte substanţe organice), se formează sulful care reacţionează cu ionul feros şi hidrogen formând hidrogenul sulfurat şi pirită. După evacuarea apei în orezării, în condiţii anaerobe are loc oxidarea compuşilor reduşi de sulf, având ca rezultat acidifierea solurilor. Este necesar de circa două săptămâni pentru a se reveni la condiţii stabile de reacţie.
2.3. Constituienţi minerali În urma proceselor de dezagregare şi alterare rocile compacte suferă modificări de natură fizică şi chimică dând naştere la depozite afânate care conţin: 1) constituienţi primari (moşteniţi) 2) constituienţi secundari (rezultaţi în urma alterării) 1)Constituienţi primari sunt reprezentaţi de fragmente de rocă cu diametrul mai mare de 2 mm care formează scheletul solului (partea inactivă). Aceşti constituienţi primari se găsesc predominant şi în fracţiunile granulometrice ale “pământului fin” cum ar fi nisipul (0.02 ÷ 2 mm) şi praful (0.02 ÷ 2 mm). Prezenţa predominantă a constituienţilor primari (cuarţ, feldspaţi, mică, piroxeni, etc) în diferite fracţiuni granulometrice se datorează rezistenţei lor la acţiunea de transport a
Pedologie apei şi la alterarea chimică, dat fiind dimensiunile mai mari ale particulelor şi gradul de mărunţire mai scăzut. Rezistenţa la acţiunea de transport a apei creşte de la feldspaţi la piroxeni, amfibioli, hematit, ortoză, cuarţ, apetit, magnetit; rezistenţa la alterare scade odată cu creşterea conţinutului de fier, elemente alcaline (Na, K) şi alcalino – pământoase (Ca, Mg). 2)Constituienţi secundari sun rezultaţi în urma alterării constituienţilor primari fiind reprezentaţi de săruri, oxizi şi hidroxizi şi minerale argiloase. Sărurile din sol se împart în trei grupe (după gradul de solubilitate): săruri uşor solubile, săruri moderat solubile şi săruri greu solubile. Sărurile uşor solubile precum NaCl, Na2SO4, Na2CO3, NaHCO3, se acumulează numai în condiţii specifice care favorizează formarea solurilor sărăturate (salinizate şi alcalizate). Clorura de sodiu (NaCl) este o sare prezentă în solurile saline, în apele freatice şi în lacurile sărate fiind toxică pentru plante. Solubilitatea este mare (264 g/l) şi se menţine 0 aproape constantă în intervalul de temperatură de 0-100 C. Prezenţa NaCl în sol măreşte solubilitatea gipsului fapt ce trebuie luat în seamă la stabilirea măsurilor de ameliorare a solurilor sărăturate. Ea hidrolizează neutru şi nu determină în mod direct alcalinizarea solului. Sulfatul de sodiu (Na2SO4) este o sare prezentă în solurile sărăturate şi hidrolizează neutru dar, în prezenţa carbonatului de sodiu (Na2CO3) şi a acidului carbonic (H2CO3), determină alcalinizarea soluţiei solului. Solubilitatea variază funcţie de temperatură: la 250C este de 280 g/l. Sãrurile moderat solubile sunt reprezentate de gipsul mineral constituit din sulfat de calciu hidratat (CaSO4⋅ 2H2O). Solubilitatea gipsului este de 2.3 g/l la temperatura de 180C. Dizolvat în apa de infiltraţie el este transportat şi depozitat în straturile mai profunde ale solului. Gipsul se foloseşte ca amendament pentru corectarea reacţiei alcaline a solului precum şi la ameliorarea solurilor acide cu un conţinut ridicat de Al3+ (toxic pentru plante). Avantajele utilizării gipsului la ameliorarea solurilor acide constau în faptul că el este mai solubil (are efect mai rapid) decât carbonatul de calciu folosit în mod frecvent şi că are însuşirea de a contribui la ameliorarea stratului subarabil (Brady 1996). Sărurile greu solubile sunt reprezentaţi de carbonaţii alcalino-pământoşi (CaCO3, MgCO3). Carbonatul de calciu (CaCO3) are solubilitate de 0,014 g/l la temperatura de 250C în apa pură, solubilitate care poate să crească considerabil în apa care conţine CO 2. El influenţează favorabil proprietăţile fizice şi chimice ale solului. În general carbonaţii alcalino-pământoşi din sol sunt solubilizaţi si transportaţi de către apa de infiltraţie spre adâncime unde precipită, se depun şi formează orizontul carbonato-acumulativ-Cca. Oxizii şi hidroxizii de Si, Al, Fe şi Mn intră în alcătuirea fracţiunii coloidale a solului şi se formează prin procesele de alterare a substratului mineral. Ei se prezintă sub forme amorfe sau în diferite grade de cristalizare.
23
Cuarţul (SiO2) se întâlneşte în toate solurile minerale constituind cea mai mare parte a fracţiunii nisipoase (0.02 – 2 mm) şi o parte importantă din fracţiunea “praf” (0.002÷ 0.02 mm). Este, în general, moştenit din roca parentală fiind foarte rezistent la agenţii fizici de dezagregare şi la agenţii chimici care provoacă alterarea. Din punct de vedere chimic şi mineralogic, dioxidul de siliciu (SiO2) este un compus “polimorf” întâlnit sub diferite stări: stare cristalină (calcedonia) şi stare amorfă (opalul). Oxizii şi hidroxizii de fier şi aluminiu sunt prezenţi în sol sub diferite forme ca: pelicule pe suprafaţa altor minerale şi/sau compuşi amorfi polimerizaţi în spaţiul lamelar al mineralelor argiloase. Oxizii şi hidroxii de fier iau naştere prin alterarea mineralelor cu conţinut de ioni de fier în reţeaua cristalină. În timpul alterării fierul este scos din reţeaua cristalină a mineralelor primare, formează hidroxizii de fier care, în mare parte, se depun sub formă de geluri amorfe sau, prin deshidratare, trec în sescvioxizi: limonit (2Fe2O33H2O), goethit (Fe2O3H2O), hematit (Fe2O3). Compuşii hidrataţi ai fierului imprimă solului culoare gălbuie iar oxizii de fier imprimă culoare roşcată sau ruginie. Prezenţa simultană a oxizilor şi a hidroxizilor de fier în acelaşi orizont pedogenetic imprimă o culoare (rezultantă) portocalie. Oxizii şi hidroxizii de aluminiu se formează prin alterarea silicaţilor primari şi secundari. Hidroxizii de aluminiu se prezintă sub formă de geluri amorfe instabile care cristalizează treptat până la forma finală: gibbsit. Oxizii şi hidroxizii de mangan se formează prin oxidarea ionilor de mangan eliberaţi în urma alterării, în condiţiile unei umeziri excesive temporare. Ei apar sub formă de pete şi concreţiuni de culoare brună închisă până la neagră Minerale argiloase sunt constituite din minerale filosilicatice care imprimă plasticitatea argilei umede sau duritatea argilei uscate şi celei arse (Gugenheim şi Martin, 1995 citaţi de C. Crăciun, 2000). Mineralele argiloase trimorfice de tip 2:1 au o structură de bază alcătuită din două straturi de tetraedri (SiO4) între care se află un strat de octaedri (AlO2(OH)4). Mineralele din această grupă sunt reprezentaţi de illit, vermiculit, smectit, montmorilonit, ş.a.. Illitul cuprinde “mineralele micacee” de dimensiuni coloidale mai mici de 0,002 mm: mica, hidromice, illitul şi interstratificaţiile sale, sericitul. Serecitul ia naştere în urma proceselor de alterare hidrotermală şi conţine peate 7% K 2O. Hidromica conţine 6,5 ÷ 8,5% K2O. Ilitul conţine 2.8 ÷ 6.5% K2O – funcţie de gradul de alterare. Vermiculitul este mineral argilos cu reţea extensibilă ce se formează prin alterarea biotitului şi se caracterizează printr-o pronunţată substituţie izomorfă a ionilor de Si din tetraedre cu cei de Al, iar a celor de Al din octoedre cu Mg. Vermiculitul are capacitate mare de “fixare” sau “sorbţie” a cationilor de K+ şi NH+4 provenite din îngrăşăminte sau alte surse. El este prezent în toate solurile – mai ales în cele acide – şi contribuie la mărirea capacităţii de schimb cationic datorită densităţii mari a sarcinilor negative aflate în interiorul particulelor. Montmorilonitul prezintă o structură cristalochimică ordonată, cu un deficit de sarcină mai scăzut, iar capacitatea de schimb cationic nu depăşeşte 100 me / 100 g sol.
Pedologie Distanţa dintre foiţe este variabilă în funcţie de gradul de hidratare al mineralului. Acest mineral se dispersează puternic în apă, “suprafaţa specifică” poate atinge valori de 800 m 2 / g. Montmorilonitul conferă solului o mare plasticitate, coeziune, gonflare în perioada umedă şi contracţie în perioada secetoasă a anului. În orizontul superior al profilului de sol, mineralele de tip “montmorilonit” conferă solului rezistenţă mare la eroziunea prin apă şi la efectuarea lucrărilor mecanice. Mineralele argiloase dimorfice de tip 1:1 au o structură de bază alcătuită dintr-un strat de tetraedri de SiO4 şi unul de octoedri de AlO2(OH)4. Foiţele sunt legate prin punţi de H, distanţa dintre foiţe fiind de 7A. Ele pot reţine un numãr mic de ioni numai pe suprafeţele de ruptură sau clivaj. Dintre acestea menţionăm: Caolinutul, Halloysitul şi Metahalloysitul. Caolinitul – Al4[Si4O10](OH)8 – are, studiat la microscopul electronic, formă de plachete hexagonale în particule de 0.2 – 2 µ m. Particulele caolinit sunt neexpandabile (distanţa dintre foiţe este fixă - 7A) iar reţeaua este rigidă. Capacitatea de schimb cationic este mică (5 ÷ 15 me / 100 g) din cauza reţinerii ionilor numai pe suprafaţa exterioară a particulelor. Anionii “fosfat” (PO43-) şi “sulfat” (SO42-) sunt uşor reţinute la sarcinile libere pozitive a ionilor de aluminiu aflate la exteriorul particulelor de Caolinit. Allofanele sunt aluminosilicaţi hidrataţi (amorfi faţă de razele “X”) şi/sau amestecuri dispersate de geluri de silice şi hidroxizi de aluminiu cu o compoziţie chimică variabilă, raportul SiO2 / Al2O3 fiind de 0.5-2.4.
2.4. Materialul parental Este reprezentat de materialul mineral detritic sau materialul organic din care s-a dzvoltat profilul de sol. Compoziţa mineralologică şi chimică a rocii din care provine materialul parental poate fi identică sau diferită faţă de roca subiacentă (situată la baza profilului de sol). Prin dezagregarea şi alterarea rocilor rezultă un material afânat şi poros, permeabil pentru apă şi aer, dar care posedă şi capacitatea de reţinere a apei datorită prezenţei mineralelor secundare argiloase (Parichi M., 1999). Materialul parental este constituit din fragmente grosiere de rocă (scheletul solului) şi din complexul de alterare format din particule fine de minerale primare nealterate, minerale argiloase, oxizi şi hidroxizi, săruri etc.. Solul, format din materiale parentale diferite, moşteneşte o anumită compoziţie granulometrică, mineralogică şi chimică. Moştenirea mineralogică determină mărimea capacităţii de schimb ionic şi un anumit grad de selectivitate a ionilor din soluţia solului (Gh. Gâţă 1997). Compoziţia chimică a solului este determinată de mineralele sale constituiente dar diferă de cea a materialului parental iniţial prin conţinuturi mai mari de siliciu (acumulat rezidual), carbon şi azot ca efect al procesului de bioacumulare. Materialul parental transmite solului minerale de anumite dimensiuni şi grade de alterare. În procesul de formare a solului, prin alterare, se eliberează cantităţi diferite de elemente din structura
25
cristalo-chimică a mineralului; intensitatea cu care se eliberează aceste elemente scade odată cu micşorarea conţinutului aceastor elemente aflate la periferia particulelor minerale. Materialul parental transmite solului şi un anumit potenţial de solubilizare al elementelor (Gh. Gâţă, 1997). Prin solubilizarea selectivă se eliberează în soluţia de alterare cantităţi variabile de elemente nutritive în funcţie de cantitatea totală de elemente din soluţie (cea adsorbită, chelatizată sau cuprinsă în structura mineralului). Ionii eliberaţi pot fi absorbiţi de sitemul radicular al plantelor sau pot fi îndepărtaţi de către curentul descendent al apei care străbate solul sau materialul parental supus solificării. Depunerile eoliene şi aluvionare determină reînnoirea materialului parental şi menţinerea solurilor în stadii incipiente de formare şi evoluţie.
CAPITOLUL III MATERIA ORGANICĂ DIN SOL
3.1. Constituienţi organici ai solului Toate organismele vegetale şi animale care trăiesc în sol formează componenta vie a acestuia sau “edafonul solului”. Edafonul microorganic este alcătuit din microflora (bacterii, actinomicete, fungi, alge) şi microfauna (protozoare nematozi). Edafonul macroorganic este reprezentat de sistemul radicular al tuturor speciilor vegetale ancorate în sol prin sistemul lor radicular şi de macrofauna solului (râme, insecte, animale vertebrate). Materia organicã - inclusiv substanţele humice – este un element definitoriu al solului constituind criteriul fundamental al diferenţierii solului de materialul parental. Materia organicã este alcătuită dintr-o mare varietate de materiale organice care pot fi împărţite în două mari categorii: 1. totalitatea organismelor vii (edafonul solului) 2. materia organică moartă Materia organică moartă este fracţiunea organică a solului care include reziduurile de plante şi animale aflate în diferite stadii de descompunere, celulele organismelor din sol şi substanţele specifice solului sintetizate sau transformate de către microorganisme. Fracţiunea de materie organică moartă nehumificată se compune din lignine, celuloze, proteine, zaharuri, grăsimi, substanţe tanante, ceruri, etc. Prin procesul de humificare a substanţelor organice are loc formarea humusului care este, prin urmare, un produs natural rezultat din degradarea biologică a resturilor organice şi este alcătuit dintr-un amestec de mai multe substanţe.
3.1.1. Edafonul solului – totalitatea organismelor vii Bacteriile sunt microorganisme vegetale “procariote” (cu structură simplă - fără organite interne). Celulele bacteriilor pot avea formă sferică (“coci”) de bastonaşe
Pedologie (“bacili”) sau spiralată (“spirili”). Mărimea lor variază în mod frecvent între 0,5 şi 1,5 microni. Numărul cel mai mare de bacterii se înregistrează în partea superioară a solului, zonele cele mai populate fiind cele din imediata vecinătate a rădăcinilor şi mai cu seamă în rizosferă. Ele preferă condiţii de reacţie a solului slab acidă, neutră şi slab alcalină. Bacteriile se pot dezvolta în prezenţa oxigenului (bacterii aerobe) sau în lipsa acestuia (bacterii anaerobe). După modul de nutriţie bacteriile pot fi: a) autotrofe şi b) heterotrofe. Fungii sau Ciupercile sunt microorganisme heterotrofe predominant aerobe care trăiesc ca saprofite pe resturi organice sau ca parazite pe plante preferând un mediu acid. Ciupercile sunt considerate “copii pământului” (Sattler Westinghausen, 1994) deoarece aparţin sistemului metabolic al solului, fără relaţie proprie cu lumina (fructificaţiile dispar la scurt timp după contactul cu lumina). Activitatea unor ciuperci are efect bactericid prin produşii antibiotici specifici (penicilina, streptomicina); alte ciuperci dau naştere pe rădăcinile plantelor verzi unor formaţiuni de simbioză denumite “micorize” în cadrul cărora ciuperca foloseşte de la plante hidraţii de carbon iar planta primeşte azot şi unele elemente nutritive mobilizate de către ciuperci. Algele sunt microorganisme unicelulare sau pluricelulare, cu formă filamentoasă, lamelară sau tridimensională. Ele sunt fotosintetizatoare, în citoplasma celulară având cromatofori dintre care predomină pigmenţii clorofilieni. În sol se întâlnesc alge verzi (în partea superioară a solurilor neinundabile şi cu reacţie acidă) alge verzi-albastre (mai frecvente în pajişti), alge galbene-verzui şi alge diatomee (predominante în solurile din livezi). Prezente în partea superioară a profilului de sol (0-10cm), algele sintetizează şi acumulează materia organică utilizând pentru aceasta substanţe minerale, uneori concurând plantele la asimilarea compuşilor de azot. Algele au un rol însemnat în formarea elementelor structurale hidrostabile din sol datorită mucilagiilor vâscoase pe care le eliberează. Animalele vertebrate cele mai răspândite în sol sunt Cîrtiţa (Talpa europea), Hîrciogul (Cricetus cricetus), Şoarecele de câmp (Microtus arvalis) ş.a. Aceste mici animale sapă numeroase galerii cu diametrul cuprins între 3 şi 10 cm prin care transportă spre adăposturile lor cantităţi de produse vegetale. În acest mod se realizează şi un tranzit intens de material pământos din orizonturile mijlocii şi inferioare ale solului spre partea superioară. Prezenţa acestor galerii denumite “crotovine” este caracteristică solurilor cu textură mijlocie din zonele de stepă şi silvostepă. Crotovinele în care se observă prezenţa unui material de culoare închisă provenit din orizonturile bogate în humus se numesc “melanocrotovine”, iar cele umplute cu material deschis la culoare, adus din orizonturile inferioare, se numesc “leucocrotovine”. Activitatea animalelor vertebrate din sol determină în timp amestecarea profundă şi intensă a solului şi – implicit – atenuarea limitelor dintre orizonturile pedogenetice. Râmele, în macrofauna solului, sunt unele dintre cele mai importante specii ce contribuie la îmbunătăţirea stării de fertilitate. Dintre acestea cele mai răspândite sunt Lumbricus terestris şi Allobophara caliginosa, numărul de exemplare prezente în sol
27
variază între 30 şi 300 / m2 (în solurile bogate în materie organică) cu o masă totală cuprinsă între 110 şi 1100 kg / ha. Râmele pot ingera o cantitate de sol de până la de treizeci de ori mai mare decât masa corpului lor. Cantitatea de sol ingerată de către râme în decursul unui an poate ajunge până la 50-100 to / ha. Reţeaua de canale sau galerii formate prin activitatea râmelor poartă denumirea de “cervotocine” iar masa de materie organică şi de sol trecută prin corpul râmelor poartă denumirea de “coprolite” şi au aspectul unui “sirag de mărgele” cu un conţinut mai bogat în materie organică şi bacterii decât solul din preajmă. Contribuţia majoră a râmelor la îmbunătăţirea stării de fertilitate a solului se realizează prin faptul că ele impregnează materialul tranzitat cu enzime digestive şi microfloră intestinală iar, după moarte, însăşi corpurile lor constituie o sursă de elemente nutritive pentru plante. Galeriile rezulate din activitatea râmelor măresc aeraţia şi drenabilitatea (şi – implicit – infiltraţia apei din sol), reduc gradul de compactare a solului şi îmbunătăţesc stabilitatea structurii. Existenţa galeriilor poate avea şi efecte negative prin faptul că mărirea permeabilităţii duce la intensificarea procesului de infiltrare a substanţelor poluante în pânza freatică, proces parţial diminuat de prezenţa coprolitelor care au o bună capacitate de adsorbţie a substanţelor poluante. Râmele au cea mai mare răspândire în solurile cu textură mijlocie (cele nisipoase fiind abrazive) cu pH-ul de 5,5-8,5, conţinut de săruri solubile scăzut şi cu chimizare (îngroşare, erbicide) moderată. Compuşii organici de fotosinteză ai plantelor verzi constituie sursa principală de materie organică din sol. Cantitatea de materie organică din sol. Cantitatea de materie organică alcătuită din rădăcini şi alte resturi vegetale (frunze, tulpini, fructe) ce cad pe suprafaţa solului variază funcţie de diferiţi factori ajungând până la 100-200 t/ha în zona ecuatorială. Pe terenurile cultivate cu frecvente lucrări ale solului, resturile vegetale sunt încorporate an de an în masa solului. Pe terenurile necultivate se formează la suprafaţa solului, acumulări de resturi organice stratificate de-a lungul anilor, acumulări care poartă denumirea de “litieră”. În funcţie de persistenţa masei de materie organică pe sol, litiera poate avea difirete grosimi; astfel întâlnim litieră de pădure, litieră de muşchi, litieră de ierburi. Litiera de pădure, funcţie de componenţa floristică a arealului forestier, constituie elementul de origine al resturilor organice şi, implicit al proceselor de formare a humusului. Astfel, sub pădurile de stejar se formează o litieră din produse uşor degradabile ce se descompun intens formând un humus bogat în Ca (mull calcic), sub pădurile de fag se formează acizi solubili şi un humus grosier foarte acid. Litiera de sub pădurile de conifere se biodegradează lent din cauza prezenţei unor substanţe rezistente la alterare (cu efecte inhibitoare asupra unor microorganisme) şi dă naştere, asemeni litierei de fag, unui humus grosier şi foarte acid. Litiera de muşchi se formează pe terenuri umede denumite popular “tinoave” fiind constituite şi din ierburi higrofile, esenţe lemnoase moi (arin, salcie, plop şi diferite specii de subarbuşti). Această litieră poate apărea şi insular pe văi cu umezeală persistentă şi ochiuri de mlaştină, uneori putând forma un material turbos.
Pedologie Litiera ierboasă se formează în pajişti şi conţine multe resturi vegetale şi o faună foarte variată. Fixarea plantelor în sol realizată prin pătrunderea rădăcinilor are un efect fizic dar şi un efect chimic. La nivel radicular are loc, prin respiraţie, eliminarea CO2 şi, în urma schimbului ionic implicat în nutriţia plantelor, elaborarea ionilor de H + sau a anionilor (oxalat, tartrat, citrat) care favorizează alterarea mineralelor. Rădăcinele plantelor superioare cresc, se dezvoltă şi rămân în sol (după încheierea ciclului de vegetaţie) constituind sursa principală de carbon şi energie pentru microorganisme. Acţiunea benefică a rădăcinilor în sol se materializează şi prin aceea că favorizează formarea agregatelor structurale, că îmbunătăţeşte circulaţia apei şi aerului prin canalele explorate, că favorizează structurarea solului datorită numărului mare de microorganisme prezente în exudatele rădăcinilor şi că influenţează nutriţia minerală a microorganismelor care, la rândul lor, influenţează nutriţia minerală a plantelor. În sfârşit, în rizosferă (1-2 mm în jurul rădăcinilor active) valorile pH-ului sunt de zeci de ori mai mici decât în sol.
3.2.Compoziţia chimică a materiei organice din sol Resturile organice proaspete se găsesc la suprafaţa solului sau încorporate dispersat în masa solului şi au o compoziţie alcătuită din substanţă uscată (10-40%) şi apă (60-90%). În compoziţia chimică elementară a substanţei uscate din resturile organice proaspete predomină carbonul (44%), urmat de oxigen (40%), hidrogen (8%) şi elemente minerale (Ca, Mg, Fe, K, P, S, etc.) 8%. Resturile organice proaspete conţin - în substanţă uscată - zaharuri şi amidon (1÷ 5%), hemiceluloză (10-30%), celuloză (20-50%), lignină (10÷ 30%), grăsimi, ceruri şi tanimuri (1-8%) şi proteine solubile (1-15%). Componenţii din ţesuturile resturilor organice încep să se descompună simultan, odată cu încorporarea în masa solului. Rezistenţa la descompunere a grupelor de substanţă organică este diferită: scade de la lignină la grăsimi ceruri, celuloză, hemiceluloză, proteină, zaharuri, amidon, etc.. Ca urmare a proceselor de transformare, conţinutul relativ (%) de substanţe organice din reziduul humificat diferă de cel iniţial (vezi tabelul 3.1.). Tabelul 3.1. Componentul Celuloza Hemiceluloza Lignină Proteină Grăsimi, ceruri
Conţinutul relativ (%) În ţesutul plantelor În rezidul humificat 20-40 2-10 15-25 0-2 10-30 35-50 1-15 28-53 1-8 1-8
29
3.3. Fracţiuni humice Substanţele humice sunt substanţe organice de culoare închisă, specifice solului, care provin din transformarea (descompunere şi sinteză) substanţelor nehumice: organismele vegetale şi animale, produşii de descompunere a acestora şi produşii metabolismului microbian. Substanţele humice se grupează în două categorii: a)substanţe humice solubile în soluţiile alcaline – acizii humici; b) substanţe humice insolubile în soluţiile alcaline – huminele. Acizii humici sunt compuşi macromeleculari aflaţi în stare de dispersie coloidală şi rezultă din policondensarea produselor intermediare de descompunere. Ei au o structură policiclică cu grupări principale carboxilice (- COOH) şi fenolice (- OH) se întâlnesc în sol în diferite grade de polimerizare. Principalii reprezentanţi ai acizilor humici sunt acizii fulvici şi acizii humici. Acizii fulvici sunt fracţiuni de substanţă humică, solubili în soluţii alcaline diluate şi nu precipită la adaos de acizi minerali.În soluţie, acizii fulvici au o culoare deschisă (galben în diferite nuanţe). Ei se deosebesc de acizii huminici prin conţinutul mai mic de carbon (43-52%) şi azot (1.9-2.5%), conţinutul mai mare de oxigen (40-48%), aciditatea mai ridicată (pH 2.6÷ 2.8) şi gradul mai redus de condensare (greutatea moleculară 2000÷ 9000). În sol acizii fulvici se găsesc atât în stare liberă cât şi în legături cu hidroxizii de fier şi aluminiu sub formă de compuşi organo – minerali de tip chelat (C. Păunescu, 1976). Grupările ce conţin azot au o mare afinitate pentru unele elemente tranziţionale, cum ar fi Cu şi Ni cu care formează combinaţii complexe (Gh. Lixandru, 1997). Datorită solubilităţii mari şi reacţiei foarte puternic acide, acizii fulvici determină alterarea intensă a mineralelor din sol (C. Teşu, 1993). Acizii huminici reprezintă o porţiune a substanţelor humice din sol având o culoare închisă, fiind solubili în soluţii alcaline diluate şi precipitând la adaos de acizi minerali şi în extract. Acizii huminici au o culoare închisă, sunt solubili în soluţii alcaline, diluate şi însolubile în alcool. Forma sferică şi dimensiunile coloidale conferă rezistenţa la alterare. Ei posedă grupări funcţionale oxidril-fenolice (-OH), carboxilice (-COOH) şi aminice (-NH2 , -NH) iar greutatea lor moleculară este foarte mare (10 000 ÷ 100 000). Caracterul lor acid este determinat de grupările hidroxil fenolice şi carboxilice. Huminele sunt polimeri cu un grad avansat de condensare şi reprezintă fracţiunea stabilă a substanţelor humice din sol, au o culoare neagră şi sunt insolubile în apă, acizi, soluţii alcaline şi alcooli. Ele formează cu argila complexe organo-minerale foarte stabile; legăturile lor cu silicaţii secundari pot fi distruse prin tratarea repetată a solului cu HNO 3-2n şi NaOH-0.1n . Substanţele humice rezultate în urma acestui tratament au un conţinut mai mare de oxigen şi hidrogen decât acizii huminici liberi: molecula lor, fiind mai simplă,
Pedologie reacţionează mai intens cu partea minerală a solului. Vârsta medie a huminelor este cuprinsă între 5 000 şi 10 000 de ani.
3.4. Raportul Carbon / Azot (C / N) Raportul C/N este o constantă compoziţională a solului care reflectă conţinutul de carbon şi de azot din acizii humici (N. Bucur, 1997) precum şi raportul dintre aceste elemente. Valoarea acestui raport se calculează după formula: %C C/N = %Nt unde %C reprezintă procentul de carbon organic iar %Nt conţinutul procentual de azot total. În studiile pedologice raportul C/N se calculeazã prin împărţirea numărului de atomi gram de carbon la numărul de atomi gram de azot după formula: C/N = 12C/14N. Raportul C/N este indice pedogenetic sintetic folosit, alături şi de alte caracteristici chimice ale solului, la stabilirea tipului de humus forestier (tab.3.2.). Tabelul 3.2. Variaţia valorii Raportului C/N la diferite tipuri de humus (I.C.P.A. Bucureşti – 1994) Tipul de Mull calcic Mull acid humus Raportul C/N < 15 16 - 19
Mull Moder
Moder
Humus brut
20 - 22
23 - 26
> 27
În orizonturile superioare ale profilului de sol (unde conţinutul de N total este de cele mai multe ori egal cu conţinutul fracţiunii de N organic), raportul C/N exprimă aproape exact relaţia dintre elementele Carbon şi Azot în cadrul materiei organice. În orizonturile inferioare (unde se înregistrează o creştere a conţinutului de amoniu (NH 4 neschimbabil şi schimbabil) se constată o descreştere a valorii raportului C/N. În aceste condiţii, pentru obţinerea unui calcul corect al raportului C/N se va stabili mai întâi valoarea exactă a lui N total şi valoarea lui NH4 neschimbabil şi schimbabil (Irina Vintilă, 1986). Raportul “Carbon:Azot” în corpurile microorganismelor care descompun materie organică este în medie de 5:1 la bacterii, de 6:1 la actinomicete şi de 10:1 la fungi (ciuperci). Din cantitatea totală de carbon folosită, circa o treime este cheltuită pentru sintetizarea masei microorganismelor iar circa două treimi se elimină prin respiraţie şi procese metabolice. Experienţa a dovedit că la adaosul de resturi organice în sol, se declanşează o cmpetiţie între plantele cultivate şi microorganisme pentru azotul mineral din sol, ceea ce prin consecinţă - impune obligativitatea ca, la încorporarea resturilor organice în sol, să se ţină seama de cantitatea de resturi vegetale din sol la momentul încorporării şi de valoarea raportului C/N.
31
Cunoscând raportul C/N din materia organică humificată şi cel din materia organică netransformată (inclusiv cel din corpul microorganismelor), la calculul necesarului de îngrăşăminte cu azot se va avea în vedere obiectivul contracarării concurenţei dintre plantele cultivate şi microorganismele din sol pentru azotul mineral.
3.5. Raportul acizi huminici(AH): acizi fulvici(AF) În fracţiunea substanţelor humice, raportul dintre acizii huminici şi acizii fulvici constituie un indicator caracteristic diferitelor tipuri de sol. Astfel, solurile luvice şi spodosolurile care s-au format într-un climat umed şi excesiv de umed sub influenţa vegetaţiei forestiere (foioase sau conifere) a culturilor agricole sau a pajiştilor secundare, soluri cu o reacţie acidă (pH<5.7) şi cu un grad de saturaţie în baze sub 70%, valoarea raportului AH/AT este mai mică de 0.75. Solurile bilane, chiar dacă s-au format într-un climat mai secetos şi sunt saturate în cationi bazici, au o valoare a raportului AH/AF de 0.75-1.25 ca şi solurile cu o reacţie moderat acidă până la slab alcalină şi un grad de saturaţie în baze mai mare de 70%. Valorile frecvent subunitare ale raportului AH/AT reflectă condiţiile hidrotermice ale zonei solurilor bălane caracterizate prin variaţii mari ale umidităţii (de la umiditate accentuată la uscăciune înaintată) fapt ce favorizează polimerizarea acizilor huminici şi trecerea lor în humine (N. Florea, 1970).
3.6. Tipuri de humus Humusul din solurile agricole şi, mai cu seamă, din cele forestiere se prezintă sub o mare diversitate de tipuri şi subtipuri (Duchofaer, 1960). Kubiena (1953) citat de Lixandru (1997) a denumit diversele tipuri de humus “ forme de humus “ deoarece ele se disting şi se separă în primul rând morfologic. Prin urmare formele de humus se diferenţiează între ele în primul rând pe criteriul însuşirilor morfologice şi micromorfologice ale orizonturilor cu humus şi în al doilea rând, pe criteriul însuşirilor chimice, fizice şi biologice. Criteriile morfologice se referă la grosimea orizontului organic (“O), la succesiunea şi corterele morfologice a orizonturilor şi suborizonturilor cu humus, la gradul de descompunere a materiei organice şi la gradul de amestecare a materiei organice cu materia minerală. Criteriile chimice şi biochimice se referă la indicele C/N. la raportul dintre acizii humici şi fulvici, la rezistenţa diferitelor fracţiuni la extracţia cu anumiţi reactivi. Principalele forme de humus din sol, în ordinea descrescândă a humificării sunt: MULLUL, MODERUL şi MORUL (humusul brut). Humusul “Mull” este format din materie organică complet humificată şi, ca urmare a activităţii biologice intense de transformare a resturilor organice sub acţiunea râmelor şi bacteriilor, intim amestecată cu partea minerală a solului. Această formă de humus se întâlneşte în zone cu climă caldă şi semiumedă sau umedă, în soluri bogate în substanţe nutritive şi condiţii echilibrate de aeraţie şi umezire.
Pedologie În solurile de pădure, sub frunzele nedescompuse (“Ol”) se găseşte un strat subţire şi discontinuu de litieră în curs de humificare. Aici între orizontul de acumulare a materiei organice humificate (“A”) şi orizontul organic (“O”) există o puternică discontinuitate; trecerea între orizontul “A” şi orizontul subiacent este treptată. Mullul calcic se formează prin transformarea materiei organice din masa solului, sub o vegetaţie ierboasă, pe un material bogat în elemente bazice şi în condiţii de climă semiaridă sau semiumedă şi este caracteristic orizonturilor “A” din Molisoluri şi Soluri molice. Acest humus este intim amestecat cu partea minerală a solului formând complexe argilo-humice, are o culoare negricioasă, reacţie neutră sau slab alcalină, greutate moleculară mare, raportul C/N situându-se între 8 şi 12. Mullul forestier se formează prin transformarea resturilor organice şi ierboase şi a litierei de la suprafaţa solului, pe roci fără CaCO3 pe o vegetaţie forestieră în condiţii de climă semiumedă şi umedă. În soluri cu mult forestier succesiunea orizonturilor din partea superioară a profilului poate fi Ol – A sau Ol – (Oh) – A. Mullul forestier are culoarea brună sau brun-negricioasă, reacţie moderat acidă, grad de saturaţie în baze de 20-60% şi raport C/N între 12 şi 15. Humusul Moder. Materia organică este încorporată în solul mineral, fapt pus în evidenţă de limita neconturată între orizontul organic “O” şi orizontul “A”, de inexistenţa procesului de formare a complexului argilo-humic şi de prezenţa unei microstructuri alcătuite din microagregate organice şi particule minerale. Orizontul organic cuprinde toate cele trei suborizonturi (Oe, Of şi Oh) cu o tranziţie treptată spre orizontul “A” (gros de doar 15-20 cm) iar trecerea de la orizontul "A” la orizontul subiacent este netă. Humusul Moder are un conţinut ridicat de lignine şi alte produse intermediare, un raport C/N între 15 şi 25, o valoare subunitară a raportului “acizi humici / acizi fulvici” şi o reacţie pH puternic acidă. În solurile cu humus “Moder” lipsesc râmele din cauza conţinutului scăzut de proteine a resturilor organice şi a condiţiilor de climă: solurile îngheaţă pe toată grosimea – mai ales cele superficiale. Humusul brut (Morul) este un humus forestier format din frunze de Răşinoase stratificate la suprafaţa solului, aflate în diferite grade de transformare (O l, Oh, Of) şi care se separă tranşant de solul mineral. El se formează în climate reci şi umede cu arborete de răşinoase, pe roci acide, sărace în elemente nutritive; la formarea lui contribuind pătura vie a solului reprezentată de Vacciunmmyrtilus şi alte specii din familia Ericaceae; transformarea materiei organice este făcută îndeosebi de ciuperci cu o participare foarte slabă a mezofaunei. Humusul brut este puternic acid, slab saturat în baze (<15%), sărac în elemente nutritive, raportul C/N are valori cuprinse între 30-40; conţinutul ridicat de acizi solubili şi dispersaţi coloidal în soluţia solului determină alterarea intensă (distrucţia) silicaţilor primari. Pătura groasă de humus brut împiedică aeraţia solului şi pătrunderea apei.
33
CAPITOLUL IV PROPRIETĂŢILE FIZICE ALE SOLULUI Proprietăţile fizice ale solului au influenţă majoră asupra modului în care solul funcţionează în cadrul unui ecosistem. Creşterea şi dezvoltarea plantelor, cât şi regimul apei şi a soluţiei solului sunt intens legate de proprietăţile fizice ale acestuia. Culoarea solului, textura, structura şi celelalte proprietăţi fizice sunt criterii în clasificarea diferitelor tipuri de sol. Textura solului defineşte mărimea particulelor de sol în timp ce structura acestuia face referiri la modul în care aceste fracţiuni sunt dispuse împreună, definind natura sistemului de pori şi canale în sol. Materia organică acţionează ca un liant între particulele individuale de sol, determinând formarea unor grupări sau agregate de sol. Solul este un sistem complex, constituit din fază solidă, lichidă şi substanţe gazoase, în care faza lichidă şi gazele ocupă spaţiile poroase dintre particulele solide. Proprietăţile fizice fac referire directă asupra naturii fazei solide a solului, cu impact asupra regimului de apă şi aer în sol. Împreună, structura şi textura solului ajută la determinarea capacităţii de aprovizionare cu nutrienţi a fazei solide a solului şi a capacităţii solului de a reţine şi conduce apa şi aerul necesare activităţii radiculare a plantelor. De asemenea, proprietăţile fizice ale solului dau indicaţii asupra modului de prelucrare mecanică a acestuia, cât şi asupra eroziunii.
4.1. Compoziţia granulometrică a solului Faza solidă a solului ocupă aproximativ 50 % din volumul acestuia, fiind constituită din substanţe în stare de dispersie moleculară şi ionică, coloidală şi grosieră. Textura solului face referire la mărimea şi proporţia particulelor (fracţiunilor granulometrice) ce alcătuiesc solul, excluzând substanţele în stare moleculară şi ionică, precum şi humusul. 4.1.1. Sisteme de fracţiuni granulometrice Particulele cu dimensiuni cuprinse între anumite limite au proprietăţi specifice, formând o categorie de particule (grupe) sau fracţiuni granulometrice. Cu cât gradul de mărunţire este mai avansat, cu atât suprafaţa şi numărul particulelor este mai mare. În definirea texturii solului sunt folosite numai fracţiunile granulometrice de nisip, praf şi argilă.
Pedologie
Numărul şi suprafaţa particulelor în funcţie de gradul de mărunţire (Gr. Obrejanu, St. Puiu, 1972) Categoria de particule Nisip grosier Nisip fin Praf Argilă
∅ mm 2,0 - 0,2 0,2 - 0,02 0,02 - 0,002 > 0,002
Suprafaţa totală a particulelor 1 g/cm3 90 - 720 11 - 23 720 - 46000 24 - 91 46000 - 5776000 91 - 454 5776000 - 90260853 454 - 8000000 Nr. particule/g
La stabilirea grupelor de particule sunt utilizate diferite sisteme de clasificare. Sistemul ATTEBERG – Argilă – Praf – Nisip fin – Nisip grosier – Pietriş – Pietre – Bolovani Sistemul KACINSKI – Argilă – Praf: fin – Praf mediu – Praf mare – Nisip fin – Nisip mediu – Nisip grosier – Pietriş – Pietre Sistemul AMERICAN – Nisip – Praf – Argilă
0,002 0,2 2,0 20 200
0,002 mm ..... 0,002 mm ..... 0,02 mm ..... 0,2 mm ..... 2,0 mm ..... 20 mm > 200 mm
0,005 0,01 0,05 0,25 0,50 1,0 3
0,001 mm ..... 0,001 mm ..... 0,005 mm ..... 0,01 mm ..... 0,05 mm ..... 0,25 mm ..... 0,50 mm ..... 1,0 mm ..... > 3,0 mm
2,00 0,05
..... 0,05 mm ..... 0,002 mm > 0,002 mm
35
Separarea în diferite categorii de particule s-a făcut ţinând seama de principalele lor însuşiri: Pietrele şi pietrişul - nu reţin apa deoarece, indiferent de modul de aşezare (afânat sau îndesat), spaţiile mari ce rămân între ele fac ca apa să se infiltreze uşor în profunzime. Nisipul este alcătuit din cuarţ peste 50 %, feldspaţi 10 - 15 %, muscovit 10 - 15 % la care se adaugă magnetit, calcit, cochilii şi sfărâmături de cochilii, minerale diagenetice. Datorită alcătuirii sale, nisipul este foarte permeabil. Datorită acestor însuşiri, el favorizează pătrunderea în sol a apei, aerului şi a rădăcinilor plantelor. Praful. Datorită diametrului mai mic decât în al nisipului 0,02 - 0,002 mm, praful reţine destul de bine apa, fiind totodată mai puţin permeabil pentru apă şi aer. Capacitatea de reţinere a substanţelor nutritive este mai bună decât în cazul nisipului, imprimând totodată o coeziune moderată solului. Argila este foarte activă din punct de vedere fizico-chimic, datorită gradului ridicat de dispersie cât şi complexităţii chimico-mineralogice. Coloidul de argilă prezintă o capacitate de absorbţie mare, putând astfel reţine diferiţi cationi. Permeabilitatea pentru apă este redusă, astfel încât în prezenţa apei argila devine plastică şi lipicioasă, iar în lipsa acesteia, se contractă determinând apariţia în sol a crăpăturilor. Argila este constituită din particule foarte fine de minerale argiloase la care se asociază sescvioxizi de fier şi aluminiu şi particule de silice secundară hidratată. Pe baza conţinutului procentual de argilă, praf şi nisip se defineşte textura ca proprietate ce indică gradul de fineţe a particulelor solide cu ∅ până la 2 mm ce intră în alcătuirea solului. 4.1.2. Clasele de textură În mod obişnuit, în soluri se regăsesc toate cele trei fracţiuni granulometrice ce participă în definirea texturii. În analiza texturii pe diferite profiluri de sol se evidenţiază oscilaţii mari sub aspectul celor trei categorii de particule, astfel încât în funcţie de conţinutul procentual al acestora solurile sunt grupate în clase texturale, denumite şi specii de textură. C.D. Chiriţă (1955) stabileşte pentru solurile din România 6 clase texturale pe baza conţinutului procentual ale fiecărei fracţiuni granulometrice. Categorii de soluri după conţinut în nisip, praf şi argilă Textura Argilă % Praf % Nisip % (categoria) Sol nisipos 0-5 0 - 10 > 90 Sol nisipo-lutos 10 - 20 10 - 20 60 - 80 Sol luto-nisipos 15 - 30 10 - 35 40 - 70 Sol lutos 25 - 37 15 - 40 30 - 55 Sol luto-argilos 35 - 45 20 - 45 20 - 45 Sol argilos > 50 20 - 45 5 - 30 Pe baza conţinutului de argilă, praf şi nisip, sunt definite cele 6 clase texturale care sunt utilizate în studiile pedologice curente.
Pedologie Stabilirea clasei texturale a unei probe de sol se face şi cu ajutorul unor diagrame triunghiulare în funcţie de cele 3 variabile (argilă, praf, nisip). Vârfurile triunghiului corespund cu 100 % argilă, 100 % praf, 100 % nisip, în timp ce bazele opuse unghiului corespund cu 0 % din fracţiunea granulometrică respectivă. Pentru determinarea clasei texturale a unei probe de sol se fixează pe cele trei laturi ale triunghiului echilateral, procentele cu care fiecare din cele 3 fracţiuni granulometrice participă în definirea texturii, iar din punctele respective se duc paralele la baza o a fracţiunii granulometrice respetive. Cele 3 paralele se întretaie într-un punct ce indică clasa texturală a solului (probei de sol) analizat (e). În cazul profilelor de sol din zona montană este caracteristic prezenţa fracţiunilor granulometrice cu ∅ > 2 mm (scheletul solului), astfel încât, pe lângă determinarea texturii este indicat a se menţiona şi conţinutul în schelet al solului. C.D. Chiriţă, în 1974 face o clasificare a solurilor după conţinutul în schelet (fragmente de rocă, pietriş, pietre, bolovani): – soluri slab scheletice – soluri moderat scheletice – soluri semischeletice – soluri scheletice – soluri excesiv scheletice
5 % fragmente de schelet 5 - 20 % 25 - 50 % 50 - 75 % > 75 %
4.1.3. Caracterizarea solurilor după textură În funcţie de conţinutul în fracţiuni granulometrice, solurile sunt numite nisipoase, lutoase, argiloase, nisipo-lutoase, luto-argiloase etc. 1. Solurile nisipoase sunt constituite aproape în întregime din nisip şi prezintă un conţinut maxim de 12 % praf şi 10 % argilă. Datorită acestui aspect, solurile nisipoase prezintă permeabilitate mare pentru apă şi aer, nu au structură, coeziune şi plasticitate, sunt sărace în humus şi elemente nutritive, se încălzesc repede şi puternic, sunt spulberate de vânt, prezintă fertilitate redusă. 2. Solurile nisipo-lutoase sunt constituite din 75 - 85 % nisip. În cazul unui conţinut bun de humus, ele prezintă o fertilitate ridicată. Proprietăţile fizice, fizico-chimice, mecanice şi biologice sunt bune. 3. Solurile luto-nisipoase au un conţinut de nisip între 60 - 85 % şi de maxim 20 % argilă. Pe aceste soluri se dezvoltă în condiţii bune vegetaţia forestieră. 4. Solurile lutoase. Cele trei fracţiuni granulomerice, argilă, praf şi nisip participă în alcătuirea probei de sol în cantităţi aproximativ egale, respectiv 10 - 30 % argilă, 15 - 32 % praf şi maxim 65 % nisip. Prezintă o permeabilitate moderată pentru apă şi au capacitate de absorbţie, reţinând astfel substanţele nutritive. 5. Solurile luto-argiloase conţin cca 42,5 % argilă şi cca 15 - 32,5 % praf, având proprietăţi fizico-mecanice bune, asemănătoare solurilor lutoase. 6. Solurile argiloase. Conţin un minim de 55 % argilă şi un maxim de 40 % praf şi 45 % nisip. Fracţiunea granulometrică de argilă fiind dominantă, aceste soluri prezintă o
37
permeabilitate redusă pentru apă şi aer, reţin puternic apa; au o capacitate de absorbţie mare, capacitate de schimb cationic ridicată, plastiticitate şi aderenţă puternică. În perioadele cu exces de apă îşi măresc volumul iar în stare uscată au o contracţie puternică se lucrează greu, reclamă un consum mare de energie fiind denumite "soluri grele". Au o fertilitate ridicată iar pentru îmbunătăţirea proprietăţilor fizice, hidrofizice, mecanice şi de aeraţie sunt necesare măsuri ameliorative: aplicarea de substanţe fertilizante organice, lucrări agrotehnice efectuate la timpul optim, cultivarea în asolament a plantelor perene etc. 4.1.4. Textura solului pe profil În funcţie de condiţiile pedogenetice, textura solului poate fi uniformă (cu mici variaţii) la nivelul tuturor orizonturile unui profil de sol sau poate prezenta modificări mari de la un orizont la altul. Solurile din zona de stepă nu prezintă modificări ale texturii, decât în cazul în care formarea şi evoluţia solului a avut loc pe materiale litologice diferite textural. În cazul solurilor formate şi evoluate în zona de silvostepă şi forestieră, apare la nivelul orizontului B, o cantitate mai mare de argilă decât în orizontul supraiacent A. Pentru a evidenţia intensitatea eluvierii şi iluvierii pe profilul de sol, este utilizat indicele de diferenţiere texturală (Idt) acesta fiind obţinut ca raport procentual dintre argila la nivelul orizontului B şi argila la nivelul orizontului supraiacent A sau E. În funcţie de valorile procentuale ale Idt deosebim: – soluri nediferenţiate textural: Idt ≈ 1,0 – soluri slab diferenţiate textural: Idt 1,1 - 1,2 – soluri moderat diferenţiate textural: Idt 1,2 - 1,4 – soluri puternic diferenţiale textural: Idt 1,4 - 2,0 – soluri foarte puternic diferenţiate textural: Idt > 2,0 4.1.5. Importanţa texturii solului Este cunoscut faptul că solul care aparţine unei clase texturale se comportă diferit faţă de apă, aer, căldură, pătrunderea rădăcinilor, microorganismelor, reţinerea elementelor nutritive, reacţia la îngrăşăminte şi amendamente etc. C. Chiriţă (1974) arată că textura solului determină şi influenţează proprietăţile fizice, fizico-mecanice, chimice şi biologice ale solului, dintre care amintim: – porozitatea totală (capilară şi necapilară); – structura (formare şi caractere); – higroscopicitatea şi coeficientul de ofilire; – permeabilitatea pentru apă şi aer; – capacitatea de reţinere şi cedare a apei; – absorbţia apei şi a ionilor; – capacitatea de schimb cationic; – procesele biochimice datorate activităţii microorganismelor. Pe baza texturii se pot determina condiţiile de formare a solurilor, intensitatea procesului de solificare, caracterizarea genetică a solului, prognoza evoluţiei solului, precizarea prezenţei orizontului Bt (argiloiluvial).
Pedologie Cu ajutorul texturii, cunoscând cerinţele plantelor cultivate se poate aprecia cel mai indicat mod de folosinţă al solului, stabilindu-se măsurile agrotehnice, agrochimice şi ameliorative optime (irigaţii, desecări, drenaje).
4.2. Structura solului W.R. Viliams (1950) consideră că structura solului este trăsătura de bază de care depinde fertilitatea acestuia. Particulele elementare ale solului sunt organizate la nivel superior în formaţii complexe care constituie structura. Agregatele structurale ale solului rezultă prin asocierea particulelor elementare de sol. C. Chiriţă (1955) arată că, în majoritatea cazurilor, agregatele structurale au rezultat prin fragmentarea masei de sol şi nu prin agregarea particulelor elementare. A. Canarache (1991), pe baza celor amintite anterior, foloseşte un termen cu arie mai largă, acela de "element structural". 4.2.1. Principalele tipuri de structură Forma şi mărimea agregatelor diferă astfel încât se pot deosebi mai multe tipuri de structură. În cazul solurilor de pe teritoriul României, întâlnim următoarele tipuri de structuri: glomerulară, grăunţoasă (granulară), poliedrică, prismatică columnară, lamelară şi lenticulară. Structura glomerulară. Forma este alcătuită din agregate de formă sferică cu ∅ între 0,2 - 5 mm, sunt poroase în interior, având conturul ondulat, iar prin apăsare se desfac în agregate mai mici. Acest tip de structură este caracteristic orizonturilor de bioacumulare de tip A (cernoziom, rendzină şi roşcat-brun etc.). Structura grăunţoasă, forma agregatelor este sferică de dimensiuni cuprinse între 5 - 10 mm. Agregatele structurale prezintă în interior o porozitate mai redusă, fiind mai îndesate şi mai compacte. Este caracteristică, orizonturilor cu humus al solurilor cultivate, solurilor de pădure şi pajiştilor. Structura poliedrică subangulară (alunară) prezintă agregate rotunjite, cu ∅ între 0,5 - 3 mm (feţe curbe şi rotunjite). Se întâlneşte în orizonturile de tip Bv (cu un conţinut moderat de argilă) şi în orizonturile de tranziţie de tip AB şi EB. Structura poliedrică (nuciformă). Agregatele sunt aproape rotunde (dezvoltare egală pe cele 3 direcţii spaţiale), ∅ 0,5 - 2 cm, feţe neregulate mărginite predominant de muchii. Este caracteristica orizonturilor de tip Bv, Bt sau în cazul orizonturilor de tranziţie de tip AB sau EB. Structura prismatică. Prezintă fragmente în formă de prismă, având dimensiuni între 3 - 5 cm, fiind caracteristică orizonturilor de tip Bv. Structura columnară prezintă agregate prismatice rotunjite în partea superioară, fiind caracteristică orizonturilor de tip Btna întâlnite la solul de tip soloneţ. Structura lamelară (şistuoasă). Agregatele sunt alungite, având feţe de separaţie plane cu dimensiuni între 3 - 5 mm. Este întâlnită în cadrul solurilor luvice la nivelul orizontului E.
39
Structura lenticulară. Agregatele au aspect lenticular, cu dimensiuni cuprinse între 1 - 3 mm, cu suprafeţe curbate. Este caracteristică solurilor formate şi evoluate pe marne, marne argiloase, şistuoase etc. 4.2.2. Formarea structurii Structurarea solului are loc în cursul procesului de formare şi evoluţie a solurilor. Agregatul structural este constituit din particule elementare mai grosiere (nisip şi praf), unite prin coloizi ai solului. Coloizii, aflându-se în stare de dispersie, pătrund între particulele grosiere iar, prin coagulare în stare de gel, determină formarea de agregate structurale. În cazul unei coagulări ireversibile, la umezire accentuată, coloizii rămân sub formă de gel, imprimând stabilitate hidrică agregatelor în timp ce, dacă coagularea este reversibilă, la umezire coloizii trec în stare dispersă, structura neprezentând stabilitate hidrică, iar agregatele se desfac. O bună structurare a solurilor la nivelul orizontului A are loc în prezenţa principalilor coloizi ai solurilor (humus şi argilă) în anumite condiţii. Humusul trebuie să fie constituit în principal din acizi huminici (ce coagulează ireversibil) iar argila din minerale de tip montomorillonit - beidellit (ce conferă stabilitate hidrică, absorbind mai multă apă). Conţinutul de humus trebuie să fie ridicat, iar cel de argilă mediu. Atât argila cât şi humusul trebuie să aibă adsorbiti îndeosebi cationi de Ca şi Mg (ce produc o coagulare ireversibilă). Aceste condiţii sunt îndeplinite, de exemplu, în orizonturile de tip A ale cernoziomurilor, ce prezintă o structură glomerulară bună. În condiţiile în care conţinutul de humus este scăzut, pe fondul prezenţei argilei, se formează agregate mari cu feţe şi muchii bine precizate, având stabilitate mecanică mare dar care se desfac uşor sub influenţa apei (ex: structura prismatică în orizontul Bt). Pe fondul existenţei unui conţinut ridicat de humus, dar redus de argilă, se formează agregate de dimensiuni mici, rotunjite, ce prezintă stabilitate hidrică mare dar care, prin presare, se desfac uşor (ex: cazul solurilor nisipoase bogate în humus). În cazul solurilor bogate în săruri de Na+ sau Na+ adsorbit în cantitate mare, situaţia, sub aspectul structurii este corespunzătoare. Ionul de Na + are acţiune puternic dispersantă astfel încât, la umezire, agregatele structurale se desfac repede şi complet determinând mocirlirea solului. Când se găsesc în cantităţi mari, coloizii de fier şi aluminiu acţionează în complex cu argila şi humusul, având un rol important în structurarea solurilor. Ex: cazul solurilor din zona de pădure la nivelul orizontului Bt; Bs şi Bhs, în care coloizii de fier constituie principalul ciment al agregatelor structurale, mărind coeziunea particulelor în cadrul agregatului structural. Un rol deosebit în structurarea solurilor îl au şi plantele, microorganismele, fauna din sol, fenomenele de umezire şi uscare, de îngheţ şi dezgheţ etc. Sistemul radicular al plantelor cedează în sol substanţe care provoacă o coagulare a coloizilor. Apa din sol este consumată de către plante având ca efect coagularea coloizilor prin deshidratare.
Pedologie Materia organică rămasă în sol şi la suprafaţa acestuia este transformată în humus, cu rol deosebit în structurarea solului. Acţiunea mecanică exercitată de sistemul radicular al plantelor (în special vegetaţia ierboasă cu sistem radicular fascicular) asupra fragmentelor de sol are o importanţă majoră în formarea structurii (structura glomerulară). În urma activităţii microorganismelor, în sol sunt secretate substanţe cu rol în coagularea particulelor iar în cazul unei activităţi microbiologice intense în sol, la suprafaţa particulelor se formează micelii ce contribuie la formarea agregatelor pe cale mecanică. Organismele (rîmele) fragmentează masa solului prin ingerarea şi eliminarea materialului de sol, determinând, în unele cazuri, o structurare coprogenă a acestora. În cazul umidităţii ridicate, materialul de sol se prezintă sub formă nefragmentată iar, prin uscare, apar crăpături, determinând formarea unei structuri primare. Alternanţa îngheţdezgheţ are, de asemenea, un efect de fragmentare a masei de sol (ex: bulgării mari sau curelele de sol, în toamnă, care sunt fragmentate iarna, solul fiind mărunţit în primăvară). 4.2.3. Degradarea şi refacerea structurii Degradarea structurală a solului poate fi de natură mecanică, fizico-chimică şi biologică. Degradarea mecanică a structurii solului este asociată cu efectele unei agriculturi intensive. Prin luarea terenurilor în cultură, conţinutul de humus scade cu efect negativ asupra stării structurale a solului. Bătătorirea solului prin trecerea repetată a tractoarelor, atelajelor, animalelor are ca efect degradarea mecanică a solului. Păşunatul neraţional, în mirişte, în special când solul este prea umed, precum şi o "încărcare" excesivă cu animale a suprafeţei de teren determină, de asemenea, modificări mecanice srtructurale negative. Prelucrarea mecanică necorespunzătoare a solului, respectiv la umiditate (prea mare sau prea mică cu formarea de brazde curele sau bulgări mari, implică un aport mecanic suplimentar, cu acţiune negativă majoră în distrugerea stării structurale a solului. Apa din precipitaţii are o acţiune de degradare fizico-chimică a structurii solului, astfel încât în timp cationii de Ca2+ adsorbiţi la complexul adsorbtiv sunt înlocuiţi cu ioni de H+. În cazul în care avem Na+ adsorbit la complexul adsorbtiv peste anumite limite 5 - 15 % din capacitatea totală de schimb cationic şi chiar > 15 % Na/T, în unele cazuri ≈ 80 % Na/T, cimentul de legătură îşi pierde stabilitatea, determinând o degradare structurală. Microorganismele din sol descompun humusul unul dintre principalii coloizi de legătură ai particulelor elementare în agregate structurale, favorizând degradarea biologică a structurii solului. Sub aspectul refacerii structurale, procesele care intervin în refacerea structurii au fost analizate la 4.2.2. (formarea structurii). Vom menţiona aici numai influenţa pozitivă a irburilor perene în refacerea structurală. Lungu (1960), cercetând aspectul ameliorării structurii pe diferite tipuri de sol: cernoziom cambic, cernoziom argiloiluvial, sol cernoziomoid, sol brun-roşcat şi lăcovişte în cadrul unor unităţi de cercetare evidenţiază că agregatele hidrostabile cu diametrul de 0,25 mm (% ...) au valori mai ridicate pe toate tipurile de sol analizate, cultivate cu ierburi perene decât în cazul culturilor anuale. Astfel pe cernoziom procentul agregatelor hidrostabile este cuprins între 13,3 % în cazul culturilor anuale şi 19,4 % la culturile de
41
ierburi perene, la cernoziomul cambic între 46,1 % pentru culturile anuale şi 70,0 % la ierburile perene şi 70,5 % în cazul unui sol de tip lăcovişte (pentru culturi anuale) şi 78,1 % (pentru ierburile perene). În cadrul unui sistem raţional de agricultură, având în vedere prevenirea degradării şi refacerea structurii, trebuie avute în vedere următoarele măsuri: – asigurarea unui bilanţ pozitiv al humusului; – corectarea reacţiei solului (limite optime); – urmărirea şi menţinerea compoziţiei cationilor schimbabili; – executarea lucrărilor mecanice la umiditate corespunzătoare şi prin folosirea strictă a utilajelor (număr de lucrări şi masă a utilajelor); – folosirea pentru irigaţie a apelor nemineralizate; – evitarea folosirii irigaţiei prin aspersiune în cazul în care solul nu este acoperit de vegetaţie; – folosirea asolamentului, cu rotaţie de lungă durată incluzând periodic culturi ameliorative.
4.3. Densitatea solului (D) Densitatea solului este cunoscută şi sub denumirea de greutate specifică (GD), fiind definită ca masă a unităţii de volum a particulelor solide. În sistem metric densitatea particulelor poate fi exprimată cu termenul de megagrame pe m3 (Mg/m3). Astfel, dacă 1 m3 de particule solide cântăreşte 2,6 Mg, densitatea particulelor este de 2,6 Mg/m 3 (care poate fi exprimată şi în grame pe centimetru cub (g/cm 3). Densitatea depinde de compoziţia chimică şi de structura cristalină a particulelor minerale, nefiind afectată de porozitate, aşadar densitatea particulelor nu este în raport cu dimensiunea particulelor sau cu modul de aranjare a acestora (structură): D sau Gs =
G Vpt
D sau Gs - densitatea sau greutatea specifică; G - greutatea particulelor minerale şi organice. Cu toate că există considerabile variaţii sub aspectul diferenţei de densitate a solurilor minerale, aceasta oscilează în limite neînsemnate de 2,60 - 2,75 Mg/m3, deoarece cuarţul, feldspaţii, mica şi silicaţii coloidali care în mod obişnuit alcătuiesc marea masă a solurilor minerale au densităţi apropiate de aceste valori. Când în sol apar cantităţi mari de minerale, cu densitate mare a particulelor (magnetit, garnet, epidot, zircon, turmalină şi hornblendă), valoarea densităţii poate depăşi 3,0 Mg/m3.. În cazul în care volumul materiei organice este mult mai mare decât volumul particulelor minerale solide, raportat la volumul total al solului, avem o densitate a particulelor de 0,9 - 1,3 Mg/m3, prin urmare raportul acestor constituienţi au efecte majore asupra densităţii particulelor. Pentru calcul, ca medie, suprafaţa arabilă a unui sol mineral (cu un conţinut de 3 - 5 % materie organică, se consideră a avea o densitate a particulelor în jur de 2,65 Mg/m3.
Pedologie 4.4. Densitatea aparentă (Da) Este cunoscută şi sub denumirea de greutate volumetrică (Gv) şi reprezintă greutatea unităţii de volum total al solului uscat (1050 C) în structura naturală şi se exprimă în grame de sol uscat pe 1 cm3. Da sau Gv =
G Vt
Da sau Gv = densitatea aparentă; G = greutatea unei probe de sol uscat (1050 C); Vt = volumul total (volumul particulelor + volumul porilor). Datorită faptului că în calculul densităţii aparente intervine Vt (volumul total) adică volumul ocupat de particulele solide, cât şi de spaţiile libere dintre particule (porii) valorile densităţii aparente sunt mult mai mici decât ale densităţii fiind cuprinse de obicei între 1 şi 2. Factorii de care depinde densitatea aparentă a unui sol sunt compoziţia mineralogia, conţinutul solului în materie organică şi în special modul de aşezare a particulelor solide în masa solului (tasare respectiv afânare). Densitatea aparentă diferă atât de la un sol la altul, cât şi în cadrul aceluiaşi tip de sol. Solurile cu un conţinut ridicat de humus au o densitate aparentă mai mică decât solurile sărace în humus, cele cu textură grosieră (nisipoasă) prezintă valori ale densităţii aparente mai mici decât în cazul solurilor cu textură fină (argiloasă). Solurile bine structurate au valori ale densităţii aparente mai scăzute decât în cazul solurilor cu structură slab dezvoltate, lipsite de structură sau cu structura distrusă. În cadrul aceluiaşi tip de sol, valorile densităţii aparente sunt mai mici în orizonturile de suprafaţă (A) şi mai ridicate în orizonturile inferioare (Bt, Btna, G). Valorile densităţii aparente la nivelul stratului arat prezintă modificări sensibile în cursul timpului, ca urmare a efectuării lucrărilor mecanice, putând scădea sub 1,0 după efectuarea arăturii. Densitatea aparentă oferă indicaţii asupra compoziţiei solului sub aspectul proporţiei dintre partea organică şi partea minerală, asupra gradului de afânare sau tasare a acestuia. În practica curentă, cunoaşterea greutăţii volumetrice permite efectuarea de calcule simple pentru determinarea porozităţii, a rezervei de apă, de elemente nutritive în cadrul solului, calculul normelor de irigaţie etc. Astapov şi colab. (1959), foloseşte pentru calculul rezervelor absolute (M) a unor componente din sol pe o anumită adâncime (h) următoarea formulă: M = p * Gv * h * (t/ha) = 0,1 * p * Gv * h * (kg/m2) Pentru exprimarea conţinutului relativ în mg la 100 g sol uscat la aer (m), formula devine: N = m * Gv * h * (kg/ha) = 0,1 * m * Gv * h (g/m2), în care: p - conţinutul relativ în % faţă de greutatea solului uscat;
43
0,1 - coeficient pentru exprimarea rezervei de apă (1 mm = 10 m3/ha). Exemplul de calcul al rezervei de apă pe adâncimea de 30 cm la o umiditate de 15 % şi o densitate aparentă de 1,3. Apa t/ha sau m3/ha = 15 * 1,3 * 30 = 585 m3/ha.
4.5. Porozitatea solului Sub aspectul dimensiunilor porilor şi a volumului total al spaţiului poros (spaţiu lacunar) avem o variaţie în funcţie de modul de aşezare (afânat sau îndesat) al elementelor texturale şi structurale. Porozitatea totală a solului este exprimată în % din volumul total al acestuia: Da P % = 100 (1 − ) D Porozitatea totală este constituită din porozitate capilară (pori cu diametrul < 1 mm) şi porozitate necapilară (pori cu diametrul > 1 mm), cunoscută şi sub denumirea de porozitate de aeraţie. Porozitatea de aeraţie reprezintă porii ocupaţi cu aer când solul are o umiditate la nivelul capacităţii de câmp, calculându-se cu următoarea formulă: Pa = Pt - CC * Da Situaţia optimă, sub aspectul porozităţii, este întâlnită la solurile cu textură mijlocie şi structură glomerulară, ce au o porozitate totală de 50 - 60 % din care peste jumătate o reprezintă porozitatea necapilară sau de aeraţie. La solurile cu textură argiloasă porozitatea de aeraţie este mai mică decât în cazul solurilor cu textura grosieră şi, de asemenea, solurile nestructurate prezintă valori mai scăzute ale porozităţii de aeraţie decât cele structurate. În cazul unui profil de sol porozitatea totală se reduce pe măsura creşterii adâncimii, în timp ce, porozitatea capilară prezintă creşteri ale valorilor (Bt; Btna, G). Kacinski consideră drept "condiţii normale de aeraţie" situaţia în care porozitatea de aeraţie reprezintă cel puţin 25 - 30 % din porozitatea totală a solului.
Proprietăţi fizico-mecanice ale solului 4.6. Coeziunea solului Particulele elementare şi agregatele structurale ale solului sunt lipite între ele prin forţe de atracţie reciprocă, noţiune cunoscută sub denumirea de "coeziune a solului". Această coeziune este determinată de atracţia electrostatică dintre ioni, de atracţia moleculară, de coagularea coloizilor solului, de forţele capilare, de aşezarea compactă a particulelor elementare, de cimentarea acestor particule cu compuşi chimici insolubili, de substanţele organice din sol rezulate ca urmare a acţiunii microorganismelor.
Pedologie Coeziunea solului este influenţată de textura, structura, nivelul variaţiei de umiditate a acestuia, de conţinutul în humus şi de natura cationilor adsorbiţi. Astfel, în cazul nisipului, coeziunea manifestată prin punctele de contact ale particulelor este foarte scăzută şi aceasta numai la un anumit grad de umiditate. Particulele de argilă prezintă o coeziune foarte ridicată în special în stare uscată. La umiditate ridicată, coeziunea solului scade datorită atenuării atracţiei particulelor solide, în prezenţa moleculelor de apă. În cazul solului cu structura distrusă sau slab dezvoltată, particulele elementare au o aşezare îndesată masa solului prezentând o coeziune ridicată (număr mai mare de particule). Coeziunea se referă la întreaga masă a solului, însumând coeziunea dintre particulele ce alcătuiesc agregatele şi coeziunea dintre particulele masei nestructurate (coeziune globală). Coeziunea globală este, deci, proprietatea solului de a se opune forţelor ce tind să desfacă pe cale mecanică particule din care este alcătuit. Substanţele organice, în special humusul, prezintă un rol deosebit în definirea coeziunii. La solurile cu textura grosieră (nisipoasă), în prezenţa humusului, particulele de nisip sunt legate cu ajutorul substanţelor organice (valoarea coeziunii creşte), în timp ce la solurile cu textură fină (argiloasă), în prezenţa humusului, valoarea coeziunii scade. Natura cationilor adsorbiţi influenţează puternic valoarea coeziunii solului. În cazul soloneţului, la care complexul argilo-humic este saturat în cationi de Na +, adeziunea este mai mare decât în cazul solurilor la care complexul adsorbant este saturat în Ca2+. Coeziunea solului se exprimă în kg/cm2. C Chiriţă (1955), în funcţie de coeziunea globală (compactitate), clasifică solurile în: foarte compacte, compacte, moderat compacte, cu compactitate mică (soluri afânate) şi soluri fără compactitate apreciabilă (soluri foarte afânate).
4.7. Aderenţa solului Este cunoscută şi sub denumirea de adeziunea solului, reprezintă proprietatea pe care o au particulele de sol ca, la un anumit grad de umiditate, să se lipească de piesele active ale utilajelor şi maşinilor agricole cu care vin în contact. Aderenţa solului se manifestă, în special la umiditatea corespunzătoare limitei superioare a plasticităţii, în intervalul 16 - 40 % umiditate), în timp ce sub limita inferioară a plasticităţii (< 16 % umiditate) solul nu aderă, se mărunţeşte uşor, având o rezistenţă specifică mică la prelucrarea mecanică. Adeziunea solului depinde şi de conţinutul în coloizi de humus şi argilă, de structura şi de cationii ce saturează complexul adsorbtiv. Cu cât solul este mai argilos, cu atât aderenţa prezintă valori mai ridicate (până la 20 gf/cm2). Sub aspectul structurii, aderenţa este de cca două ori mai mare în cazul solurilor nestructurate, slab structurate decât în cazul solurilor structurate. În cazul solurilor saturate în Na se înregistrează valori mai ridicate ale aderenţei, comparativ cu solurile saturate în Ca. Kacinski clasifică solurile după aderenţă în: soluri cu aderenţă maximă > 15 g/cm2; soluri cu aderenţă mare 5 - 15 g/cm2; soluri cu aderenţă mijlocie 2 - 5 g/cm2, soluri cu aderenţă slabă 0,5 - 2 g/cm2 şi soluri friabile 0,1 - 0,5 g/cm2.
45
4.8. Plasticitatea solului Reprezintă proprietatea solului ca la o anumită umiditate, sub acţiunea unor forţe mecanice exterioare, să-şi modifice forma fără a se rupe şi de a-şi păstra această formă fără a se crăpa după încetarea forţei şi pierderea apei. Particulele fine (argilă) în prezenţa moleculelor de apă, alunecă una în jurul alteia, plasticitatea fiind astfel condiţionată de conţinutul în apă şi argilă al solului. Solurile nisipoase nu prezintă plasticitate. Valorile plasticităţii cresc treptat de la solurile luto-nisipoase spre cele luto-argiloase. Plasticitatea se manifestă de la o anumită umiditate minimă (care constituie limita inferioară a plasticităţii) şi se menţine până la o anumită umiditate maximă (care constituie limita superioară a plasticităţii). Intervalul dintre cele două limite menţionate a fost denumit "indicele plasticităţii". În funcţie de acest indice al plasticităţii, Atterberg a elaborat o clasificare a solurilor: sol nisipos, cu indice de plasticitate 0 %; sol nisipo-lutos, (0 - 10 %); sol lutos (10 - 22 %); sol argilos (> 22 %). Natura mineralelor argiloase influenţează asupra plasticităţii solului. Astfel argila caolinitică şi monmorillonitică conferă o plasticitate mai evidentă decât micele hidratate. Plasticitatea solului este influenţată, de asemenea, de conţinutul de humus şi de natura cationilor adsorbiţi.
4.9. Consistenţa solului Prin consistenţa unui sol se înţelege modul de comportare a agregatelor de sol sub acţiunea de rupere sau deformare mecanică la diferite stări de umiditate. Russel defineşte consistenţa ca "fiind" modul de manifestare a coeziunii şi adeziunii unui sol la diferite umidităţi. Atterberg distinge 6 forme de consistenţă a solului în ordine descrescândă a conţinutului de apă, astfel: consistenţă cu curgere subţire; de curgere vâscoasă, de consistenţă plastică lipicioasă, consistenţă plastică nelipicioasă, de consistenţă semitare (friabile) şi consistenţă tare. Aceste forme de consistenţă sunt separate între ele prin "limite de consistenţă exprimate prin conţinutul de apă procentual din greutatea solului uscat. Prin cunoaşterea limitelor de consistenţă se stabileşte momentul optim de prelucrare mecanică a solului.
4.10. Contracţia solului Contracţia este fenomenul invers gonflării, în urma căruia solului îşi micşorează volumul prin pierderea apei (uscare). Contracţia se menifestă cu intensitate în cazul solurilor bogate în particule elementare de argilă în cazul solurilor cu structură distrusă sau slab structurate, şi în cazul solurilor cu un complex saturat în baze. Pe măsură ce solul pierde apa (uscare), presiunea capilară creşte, particulele elementare se apropie unele de altele, având ca efect formarea la suprafaţa solului a crăpăturilor şi, în unele cazuri, ruperea rădăcinilor (perioadele secetoase). Deosebim în
Pedologie mod curent contracţie liniară şi contracţie de volum. Contracţia liniară este dată de diferenţa dintre lungimea probei înainte şi după contracţie, raportată la lungimea dinaintea contracţiei şi înmulţită cu 100 pentru exprimare procentuală. Contracţia de volum este calculată în procente din volumul iniţial al solului (Gorsenin). Contracţia solului este caracterizată prin mărimea şi limita contracţiei. Prin limita de contracţie (Lomtadze) înţelege umiditatea solului sau a rocii la care nu mai are loc modificarea volumului.
4.11. Gonflarea solului Este proprietatea prin care solul îşi măreşte volumul specific prin îmbibare cu apă. Gonflarea se manifestă cu intensitate în cazul solurilor cu un conţinut ridicat în particule aflate în stare de dispersie coloidală (soluri argiloase şi argilolutoase). În cazul substanţelor humice şi mineralelor argiloase de tip montmorillonit, moleculele de apă pătrund între foiţele reţelei cristaline, îndepărtându-le. Apa legată la suprafaţa particulelor coloidale argiloase reduce coeziunea acestora, de asemenea, cu efect în mărirea volumului de sol. Saturarea complexului argilo-humic în cationi de Na+ (soloneţuri) determină măriri ale volumului mai mari decât în cazul solurilor saturate în cationi de Ca2+. Aceste creşteri de volum, ca urmare a gonflării, se exprimă în procente faţă de volumul iniţial. Ca indice de exprimare a gonflării menţionăm: – umiditatea de gonflare (umiditatea corespunzătoare gonflării maxime); – puterea gonflării (presiunea dezvoltată în sol la umectare - în kg/cm2). Efectele negative ale gonflării asupra solului constau distrugerea structurii şi, în unele cazuri, chiar ruperea rădăcinilor.
4.12. Rezistenţa la arat Comportarea solurilor în procesul complex de lucrare mecanică se exprimă prin rezistenţa la arat. Rezistenţa specifică a solului este influenţată de textură, structură, conţinut în humus, umiditate, grad de înţelenire, stare de tasare, prezenţa CaCO 3 etc. Ca urmare a acţiunii de înaintare a plugului în timpul efectuării arăturii, solul opune rezistenţă manifestată prin reacţii elementare de compresiune, de forfecare, de torsiune, de frecare, de rupere, de întindere a particulelor de sol. Rezistenţa solului la arat se raportează la suprafaţa secţiunii brazdei (rezistenţa specifică) şi se exprimă în kg/cm2 sau kg/dm2). Relaţia de calcul este: K=
P → P = K * a * b , în care: a *b
P - forţa de tracţiune;
47
a - adâncimea brazdei; b - lăţimea brazdei. Valorile rezistenţei specifice sunt determinate de o serie de proprietăţi fizice, fizicomecanice (textura, structura, consistenţa, plasticitatea etc.), precum şi de o serie de factori ce nu depind de proprietăţile solului (adâncimea şi lăţimea brazdei, viteza de lucru, forma pieselor componente a plugului etc.). În funcţie de rezistenţa la arat avem: – soluri uşoare, cu o rezistenţă la arat < 35 kg f/dm2; – soluri mijlociu-uşoare cu o rezistenţă la arat între 36 - 45 kg/f/dm2; – soluri mijlocii cu o rezistenţă la arat între 46 - 55 kg/f/dm2; – soluri grele cu o rezistenţă între la arat 56 - 75 kg/f/cm2; – soluri foarte grele cu o rezistenţă la arat între 76 - 100 kg/f/dm2; – soluri extrem de grele, având o rezistenţă specifică > 100 kg/f/dm2. A. Canarache (1991) evidenţiază că rezistenţa la arat este determinată sub aspectul umidităţii, la valori mici ale acesteia, de coeziune, iar la valori mai ridicate de adeziune. În condiţiile date, pentru un sol sub aspectul texturii şi structurii, atât pentru a avea o rezistenţă mică la arat, dar şi pentru realizarea unei lucrări de calitate trebuie să se ţină seama de umiditate. Cu excepţia solurilor uşoare (nisipoase), în condiţiile de uscare a solului sau, din contra, în condiţii de umiditate excesivă, rezistenţa la arat creşte iar lucrarea nu corespund calitativ (bulgări în primul caz şi brazde-curele, în cel de-al doilea caz). Rezistenţa specifică a solului determină, în mare măsură consumul de carburanţi, productivitatea utilajelor şi maşinilor agricole etc. CAPITOLUL V PROPRIETĂŢI HIDROFIZICE, DE AERAŢIE ŞI TERMICE ALE SOLULUI
5.1. Apa din sol În sol apa este necesară în procesul de solificare şi pentru satisfacerea necesităţilor plantelor. Plantele au nevoie de apă pe tot parcursul vegetaţiei (germinare, răsărire, fructificare). Prin intermediul apei, plantele primesc elementele nutritive necesare creşterii şi dezvoltării cantitatea de apă necesară plantei pentru formarea unui gram de materie vegetală, variază între 220 g şi 1000 g. Sursa principală de apă a solului o constituie precipitaţiile atmosferice (ploi, zăpadă). În sol, apa poate ajunge şi prin intervenţie antropică (apa de irigaţie). În cantităţi mult mai reduse apa în sol provine din condensarea şi absorbţia vaporilor de apă din atmosferă. O altă sursă de apă pentru sol este apa freatică şi cea provenită din scurgeri laterale. În cazul unui conţinut scăzut în apă, datorită forţelor de adsorbţie, moleculele de apă sunt reţinute prin atracţia reciprocă dintre dipolul de apă şi suprafaţa particulei de sol. În cazul solurilor nesaturate, apa se găseşte sub formă peliculară continuă în jurul particulelor de sol, fiind reţinută de forţele capilare sau de menisc. Pentru solurile saturate în apă, mişcarea acesteia este realizată de acţiunea forţei de gravitaţie. În
Pedologie cazul solurilor cu un conţinut ridicat de săruri solubile, un rol deosebit revine forţelor osmotice manifestate cu intensitate ridicată, determinând apariţia secetei fiziologice. 5.1.1. Forţele de reţinere a apei în sol Forţele de reţinere a apei în sol la suprafaţa particulelor şi în pori sunt de natură diferită, astfel încât reţinerea şi mişcarea apei se manifestă cu intensităţi variate. O importanţă mai mare o au forţa gravitaţională, forţele capilare, forţele de adsorbţie sau sorbţie, forţele determinate de tensiunea vaporilor de apă din sol, forţele de sugere a rădăcinilor, forţele osmotice, forţele hidrostatice etc. 5.1.1.1. Forţa gravitaţională acţionează asupra apei din porii necapilari ai solului (în condiţiile unui sol saturat în apă). Sub acţiunea forţei gravitaţionale apa circulă descendent prin porii necapilari, umectând profilul de sol pe adâncimi mari, uneori până la nivelul pânzelor freatice. Pe măsură ce cantitatea de apă se micşorează forţa gravitaţională se diminuează ca intensitate. Pe terenurile înclinate, sub acţiunea forţei gravitaţionale apa se deplasează din zonele mai înalte către cele mai joase, prin scurgere de suprafaţă sau laterală. 5.1.1.2. Forţele capilare. După eliminarea apei din porii necapilari ai solului, apa este menţinută datorită forţelor capilare în porii capilari ai acestuia. Reţinerea şi mişcarea apei în capilare este determinată de deficitul de presiune ce se creează în capilarele solului, deficit definit prin relaţia lui LAPLACE: 2α r α - tensiunea superficială; r - raza meniscului. ∆p =
Deficitul de presiune sau forţa capilară este invers proporţională cu raza capilarului (apa se mişcă din capilarele mai mari, unde deficitul de presiune este mai mic către capilarele mai mici unde deficitul de presiune este mai mare). 5.1.1.3. Forţele de adsorbţie sau de sorbţie se manifestă asupra apei aflată la suprafaţa particulelor de sol. Prin pierderea apei din porii necapilari şi apoi capilari, rămâne în sol apă reţinută la suprafaţa particulelor. Această apă este reţinută foarte puternic (10.000 km) nu se mişcă sau se mişcă foarte lent (de la peliculele mai groase către peliculele mai subţiri sau sub formă de vapori). Forţele de adsorbţie sunt de natură electrostatică şi se manifestă datorită caracterului dipolar al moleculelor de apă care sunt atrase la suprafaţa particulelor de sol unde există sarcini electrice libere (HIDRATAREA). 5.1.1.4. Forţele determinate de tensiunea vaporilor de apă În porii solului se găseşte şi apa sub formă de vapori. Tensiunea (presiunea) vaporilor de apă depinde de temperatura şi umiditatea solului. La umiditate constantă, tensiunea creşte cu temperatura. Diferenţele de tensiune crează forţe ce determină mişcarea vaporilor de apă din zonele unde presiunea este mai mare, către cele cu presiune mai mică. 5.1.1.5. Forţele de sugere a rădăcinilor plantelor Apa din sol este în contact permanent cu rădăcinile plantelor şi este supusă forţelor cu sugere a acestora. În cazul majorităţii plantelor, forţele de sugere sunt între 15 - 20
49
atmosfere. Pe măsură ce apa din imediata apropiere a rădăcinilor se consumă, apa de la distanţe mai mari este atrasă şi se mişcă către acestea. 5.1.1.6. Forţele osmotice. Acţionează în cazul solurilor bogate în săruri solubile. Prin solubilizarea sărurilor în apa din sol, presiunea osmotică creşte cu cât cantitatea de săruri dizolvate este mai mare. Datorită presiunii osmotice ridicate apa din solurile bogate în săruri solubile este reţinută puternic, aşa încât chiar atunci când solul are apă peste capacitatea de câmp, aceasta nu poate fi utilizată de plante (seceta fiziologică). 5.1.1.7. Forţele hidrostatice. Acţionează în cazul în care solurile sunt saturate în apă (orezării sau terenuri pe care bălteşte apa). Aceste forţe sunt datorate greutăţii stratului de apă care determină pătrunderea acesteia în adâncime. 5.1.2. Indicii hidrofizici ai solului Aceşti indicatori hidrofizici sunt apreciaţi prin valori convenţionale exprimate în procente ale masei de apă în raport cu masa solului uscat. Aceşti indicatori sunt reprezentaţi de: coeficientul de higroscopicitate, coeficientul de ofilire, capacitatea pentru apă în câmp şi capacitatea maximă pentru apă fiind frecvent utilizaţi în lucrările de irigaţii. 5.1.2.1. Coeficientul de higroscopicitate (C.H.). Reprezintă cantitatea maximă de vapori de apă pe care o poate adsorbi solul uscat într-o atmosferă saturată în vapori de apă. Acest coeficient se notează cu CH, iar valoarea maximă corespunde umidităţii de 50 Atmosfere (neaccesibilă plantelor). Valorile CH depind de suprafaţa totală de adsorbţie (creşte de la solurile cu textura nisipoasă către cele cu textura argiloasă). 5.1.2.2. Coeficientul de ofilire (C.O.). Acest indicator este cunoscut şi sub denumirea de umiditate de ofilire permanentă şi se referă la umiditatea solului la care plantele suferă o ofilire ireversibilă (limita inferioară a apei accesibile pentru plante). Valoarea umidităţii de ofilire în cazul unui acelaşi sol este influenţată de condiţiile atmosferice, de însuşirile plantei etc. Coeficientul de ofilire se determină prin calculul în mod indirect. CO = CH * 1,5 Valorile C.O. sunt mai scăzute pentru solurile nisipoase (1 - 3 %) şi mai ridicate la solurile argiloase (19 - 24 %). 5.1.2.3. Capacitatea pentru apă în câmp (C.C.). Este cunoscută şi sub denumirea de capacitate minimă pentru apă şi se referă la cantitatea maximă de apă capilară suspendată pe care o poate reţine solul pentru o perioadă mai îndelungată după ploaie sau irigaţie. Valorile capacităţii pentru apă în câmp depind de textură, structură, porozitate şi starea de afânare a solului, fiind considerate nesatisfăcătoare la valori mai mici de 25 % şi foarte bune între 40 - 50 %. 5.1.2.4. Capacitatea de apă utilă (C.U.). Reprezintă apa accesibilă plantelor pe care o poate reţine solul (apa utilă sau apa productivă) şi depinde de valorile C.O. şi C.C. C.U. % = C.C. % - C.O %
Pedologie Valorile C.U. % sunt 14,1 - 14,7 % pentru cernoziomuri, 8,4 - 11,8 % pentru solurile brune-roşcate, 13,3 - 13,8 % pentru solurile brune tipice şi podzolite. 5.1.2.5. Capacitatea totală pentru apă (C.T.). Reprezintă cantitatea maximă de apă pe care un sol o poate reţine un scurt timp după inundare (maxim 1 oră). Depinde de porozitate, textura, structură etc. şi poate fi pusă în evidenţă în cazul solurilor inundate, când porii solului sunt în întregime ocupaţi cu apă. În acest caz în sol se regăsesc toate formele de apă în cantităţile maxime posibile. 5.1.3. Formele de apă din sol Apa din sol a făcut obiectul de studiu a numeroşi autori (BRIGS, LEBERDEN, DALGOV, DUCHAUFOUR). DUCHAUFOUR (1979) deosebeşte următoarele forme de apă: Apa legată chimic. Nu este accesibilă pentru plante şi se prezintă sub următoarele forme: a) Apa de constituţie: intră în compoziţia mineralelor sub formă de grupe OH; este cedată la temperaturi de sute de grade. b) Apa de cristalizare: intră în compoziţia mineralelor sub formă de molecule H2O; este greu cedabilă, uneori la peste 10000 C. c) Apa de hidratare: este caracteristică pentru mineralele argiloase, hidroxizi (de fier, aluminiu ş.a.), este greu cedabilă, la peste 1000 C. Apa legată fizic. Este reţinută în sol la suprafaţa particulelor solide sau în jurul cationilor adsorbiţi şi de aceea cantitativ depinde de conţinutul solului în coloizi precum şi de felul argilei şi al cationilor adsorbiţi. Este uşor sau stabil legată. a) Apa uşor legată: este apa peliculară care hidratează cationii adsorbiţi şi disociaţi sau înconjoară pelicula de apă stabil legată; fiind uşor legată este accesibilă pentru plante (fiind reţinută cu o presiune de la 0,5 la 50 atmosfere). b) Apa stabil legată (apa adsorbită, apa puternic legată, apa de higroscopicitate). Este o formă de apă inaccesibilă pentru plante, deoarece este reţinută cu presiuni ce ajung la 10.000 atmosfere. Apa liberă. Se găseşte în sol sub formă solidă (ghiaţă) sau sub formă lichidă. Apa lichidă ocupă porii capilari sau necapilari ai solului şi în solurile nesaturate cu apă, circulă sub acţiunea forţelor capilare, iar în solurile saturate cu apă sub acţiunea forţei de gravitaţie. a) Apa capilară. Apa capilară reţinută în capilarele aflate în legătură cu apa freatică se numeşte apă capilară sprijinită. Se formează prin ridicarea apei freatice în porii capilari. La unele soluri (cu apa freatică la adâncime mare şi cu regim hidric nepercolativ) între apa capilară sprijinită şi apa capilară suspendată se găseşte o zonă relativ uscată orizontul mort al secetei - unde conţinutul de apă este apropiat de coeficientul de ofilire. b) Apa de gravitaţie. Este apa liberă nereţinută de forţele capilare, care se scurge mai mult sau mai puţin repede în profunzime datorită forţei de gravitaţie. Se deosebesc două forme de apă gravitaţională: - Apa gravitaţională de infiltraţie, care se deplasează în sol predominant vertical;
51
-
Apa freatică, apa gravitaţională ce se acumulează deasupra unui strat impermeabil şi care circulă predominant pe orizontală, de-a lungul stratului impermeabil.
5.1.4. Regimul hidric al solului Ansamblul proceselor de pătrundere, de mişcare şi reţinere, de consum şi pierdere a apei din sol, constituie regimul de apă în sol. Regimul de apă, numit şi regim hidric sau regim hidrologic al solului, depinde de cantitatea de apă ce a pătruns în sol şi de aceea pierdută din sol. 5.1.4.1. Tipurile de regim hidric : – Regimul hidric parţial percolativ. Este caracteristic pentru solurile de stepă, cu deficit accentuat de umiditate: apa freatică este situată la adâncimi mari şi nu influenţează umiditatea solului, care variază de la capacitatea pentru apă în câmp până la coeficientul de ofilire. – Regimul hidric periodic percolativ. Este caracteristic pentru solurile din climate de tranziţie (de la stepă la pădure). Solurile sunt percolate până la baza profilului, în anii mai puţin umezi şi chiar până la apa freatică în anii mai umezi; cantitatea precipitaţiilor este aproximativ egală cu aceea a evapotranspiraţiei. – Regimul hidric percolativ. Se întâlneşte la solurile de pădure, în zonele umede unde precipitaţiile depăşesc evapotranspiraţia. Din apa de precipitaţii care pătrunde în sol, o parte ajunge în apa freatică. – Regimul hidric percolativ repetat. Este caracteristic pentru regiunile cele mai umede din România, cu indicele de ariditate DE MARTONNE mai mare de 45. Spre deosebire de regimul percolativ, percolarea are loc de mai multe ori pe an. – Regimul hidric desuctiv. Este caracteristic pentru solurile formate în condiţii climatice cu deficit accentuat de umiditate (stepa şi silvostepa extremă), dar la care apa freatică se găseşte tot timpul anului la o oarecare profunzime în profilul solului; umezeşte baza profilului de sol şi determină gleizarea lui (soluri freatic umede gleizate şi profund salinizate). – Regimul hidric periodic exudativ. Se întâlneşte la solurile semigleice, unde la baza profilului gleizarea este foarte puternică. Franja capilară ajunge uneori la suprafaţa solului. – Regimul hidric freatic stagnant semimlăştinos. Este caracteristic solurilor gleice, solurilor umezite în exces de franja capilară, ce ajunge la suprafaţă, deoarece apa freatică este situată în profilul solului. – Regimul hidric freatic stagnant mlăştinos. Se întâlneşte la solurile mlăştinoase, la care oglinda apei freatice ajunge aproape sau la suprafaţa solului. – Regimul hidric amfistagnant. Este caracteristic solurilor amfigleice, fiind determinat de apa de precipitaţii (stagnantă deasupra unui orizont impermeabil) şi de pânza de apă freatică situată la mică adâncime.
Pedologie – Regimul hidric de irigare. Este tipul de regim hidric prin care umezirea solului are loc prin irigare. Dintre caracteristici menţionăm că este reglabil, are loc repetat şi depăşeşte umezirea naturală a solului (atmosferică şi freatică).
5.2. Aerul solului (regimul de aer al solului) Toate spaţiile lacunare dintre particulele solide ale solului sunt ocupate de apa şi aerul din sol. Faza gazoasă a solului, ca sistem heterogen, dispers, structurat şi poros, este constituită de aer (C. CHIRIŢĂ, 1955). Aeraţia solului asigură respiraţia rădăcinilor, favorizând totodată mineralizarea substanţelor organice. Intensitatea desfăşurării activităţii biologice în sol este condiţionată de conţinutul normal de O2 al aerului din sol, cât şi de prezenţa apei. Fără apă şi în condiţiile în care aerul din sol prezintă O2 sub limitele normalităţii, viaţa în sol nu poate exista. 5.2.1. Compoziţia aerului din sol Cu toate că aerul din sol provine în principal din aerul atmosferic, compoziţia lui diferă de a acestuia. Aerul atmosferic are 2 constituienţi principali: N 78,31 % şi 20,87 % O2, restul fiind reprezentat de 0,76 % Ar (gaz inert), CO2 (0,03 %), H (0,01 %) şi NH3 (urme). Compoziţia aerului din sol este influenţată atât de intensitatea activităţii biologice cât şi de schimbul de gaze dintre sol şi atmosferă. Aerul din sol prezintă şi compoziţie ce diferă de la un sol la altul iar, în cadrul aceluiaşi tip de sol, fluctuaţiile sunt în funcţie de anotimp şi de activitatea biologică. În orizonturile de suprafaţă ale solului, conţinutul în O2 poate oscila între 10 - 20 %, N între 78,5 - 80,0 %, iar CO2 între 0,2 - 3,5 %, la care se adaugă amoniac, hidrogen sulfurat, metan, vapori de apă. Pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor de cultură o importanţă majoră o are conţinutul de oxigen şi de bioxid de carbon. Între aceste două elemente fiind o relaţie antagonistă, scăderea conţinutului de O2 duce la creşterea conţinutului de CO2 şi invers. Pe fondul existenţei la suprafaţa solului şi în stratul superior al unui conţinut ridicat de materie organică, şi respectiv humus, conţinutul de CO2 este mai ridicat şi aceasta deoarece prin respiraţia rădăcinilor se consumă O2, eliberându-se CO2. Procesul de alterare a mineralelor şi de descompunere a materiei organice se desfăşoară în condiţiile unui consum de O2 (printre compuşii finali în descompunerea materiei organice fiind CO 2). Procentul de CO2 creşte odată cu adâncimea, în timp ce procentajul de O2 scade. Aerul din solurile cu textură argiloasă, lipsite de structură sau cu structura slab dezvoltată, compacte, prezintă un conţinut mai mare de CO2 decât solurile cu textura mijlocie şi grosieră (lutoasă, luto-nisipoasă, nisipoasă), structurate şi afânate. În funcţie de anotimp, intensitatea activităţii biologice din sol este diferită, înfluenţând astfel conţinutul în O2 şi CO2, astfel încât cantitatea de CO2 este maximă în timpul verii şi scade toamna şi iarna când activitatea organismelor şi microorganismelor din sol este mai puţin intensă.
53
Procesul de respiraţie a rădăcinilor plantelor are influenţă asupra compoziţiei aerului din sol. Procentul de CO2 este mai ridicat pe un sol cultivat decât pe un sol necultivat. P.S. Kassovici a stabilit că pe un hectar de grâu se degajă în sol, în cursul perioadei de vegetaţie circa 6000 kg CO2. 5.2.2. Volumul de aer al solului. Volumul de aer din sol depinde de porozitatea solului (deci de textură, structură, afânare etc.), cât şi de umiditate. Apa şi aerul din sol sunt noţiuni antagoniste sub aspect cantitativ. Aerul în sol se găseşte în porii necapilari şi în porii capilari neocupaţi cu apă, astfel încât practic aerul lipseşte dintr-un sol saturat în apă.În cazul unui sol uscat volumul de aer este reprezentat de porozitatea totală. Sub aspectul diferenţierii texturale, volumul de aer creşte de la un sol argilos spre un sol nisipos. Diferenţierea structurală a solului face ca volumul de aer din sol să fie mai scăzut în cazul unor soluri nestructurate, slab structurate sau cu structură distrusă, decât în cazul unor soluri cu structură bună, bine dezvoltată (grăunţoasă, glomerulară). De asemenea, volumul cu aer din sol creşte de la solurile îndesate, compactate spre solurile afânate. În cazul solurilor cu aceleaşi condiţii sub aspectul texturii, structurii, afânării sau compactării, volumul cu aer depinde de umiditatea acestora. Apa din sol ocupă un procent mai mare din pori în cazul unui sol umed, determinând existenţa unui volum de aer mai scăzut şi invers. Oscilaţiile procentuale largi, sub aspectul conţinutului de apă şi al volumului de aer în sol, au dus la stabilirea unei situaţii optime pentru caracterizarea unui sol sub aspectul volumului de aer. Astfel a apărut noţiunea de "capacitate de aer a solului" sinonimă "porozităţii de aeraţie" care indică, că solul se află în condiţii optime de umezire, respectiv la "capacitatea de câmp". Volumul de aer la această capacitate de câmp oscilează între 5,0 - 40,0 %, fiind mai mic la solurile cu textură fină, nestructurate, compactate şi mai ridicat la solurile cu textură grosieră, structurate, afânate. Raportul aer-apă în sol (respectiv regimul aerohidric al solului) este luat în consideraţie pentru aprecierea condiţiilor de creştere şi dezvoltare a plantelor de cultură. Raportul optim aer-apă în sol se realizează când porozitatea totală este de peste 50 %, fiind reprezentat în proporţii aproximativ egale de porozitatea capilară (de reţinere a apei) şi de porozitatea necapilară (de aeraţie). Acest raport optim se întâlneşte în solurile cu structură glomerulară stabilă, medie şi bine dezvoltată, cu o textură mijlocie (lutoasă, lutoargiloasă), nediferenţiată pe profil, bine afânate. Extremele, respectiv textura argiloasă, lipsa de structură, compactarea sau textura nisipoasă, structura monogranulară, afânarea excesivă duc, în primul caz, la crearea unor condiţii de exces de apă şi aeraţie slabă, iar în cel de al doilea caz la un deficit de umiditate şi o aeraţie intensă. Cerinţele plantelor sub aspectul necesităţii optime de aer în sol, sunt diferite: 10 % la varza, 12 % la trifoi roşu, 20 % la lucernă, 26 % la grâu de toamnă, 31 % la porumb (BUNESCU V.I., 1980). Condiţii bune de creştere şi dezvoltare a plantelor de cultură, sub aspectul volumului de aer, se realizează atunci când acesta reprezintă 15 - 30 % din volumul total al solului.
Pedologie 5.2.3. Aeraţia solului. Aeraţia solului este un proces vital deoarece, prin aeraţie, sunt controlate, în limite largi, concentraţiile în sol a două gaze care susţin viaţa: O2 şi CO2. Aceste gaze împreună cu apa, sunt primii participanţi în cadrul a două reacţii biologice vitale. 1. Respiraţia tuturor celulelor vegetale şi animale. 2. Fotosinteza - proces în urma căruia se formează zaharuri, fundamentul realizării hranei. Respiraţia implică oxidarea componentei organice. C6H2O6 + 6O2 –> 6CO2 + 6H2O zahăr Datorită fotosintezei, această reacţie este reversibilă. CO2 şi H2O se combină cu ajutorul plantelor verzi, formând zaharuri, eliberându-se O2 care este folosit de oameni, animale şi plante. Aeraţia solului este o componentă de bază în cadrul acestui sistem. Pentru ca respiraţia să aibă loc, solul trebuie aprovizionat cu O2, în timp ce CO2 va fi înlocuit. Datorită aeraţiei, sub aspectul O2 şi CO2, există un schimb între sol şi atmosferă. Ca urmare a difuziunii gazelor, concentraţia mare de CO2 în sol duce la difuziunea acestuia în atmosferă, în timp ce O2 cu o concentraţie mare în atmosferă, difuzează în sol. În urma acestui proces are loc realizarea unui echilibru sub aspectul concentraţiei O 2 şi CO2. Procesul de difuzie se desfăşoară lent, CO2 având o greutate specifică mai mare ca a aerului (1,5 în raport cu aerul). Pentru realizarea unor condiţii optime de creştere şi dezvoltare a plantelor pe adâncimea de 0 - 20 cm, primenirea solului cu aer în întregime trebuie să aibă loc în circa 8 zile (Gr. OBREJANU, St. PUIU, 1972). Pe solurile cu condiţii bune de aeraţie primenirea solului cu aer pe adâncimea de 0 - 20 cm are loc în numai 24 ore. Schimbul de gaze dintre sol şi atmosferă mai este condiţionat şi de oscilaţiile de temperatură, variaţia umidităţii solului, variaţia presiunii atmosferice. Datorită creşterilor de temperatură, aerul din sol se dilată trecând parţial în aerul atmosferic. În urma scăderii temperaturii, volumul de aer din sol scade, locul liber fiind luat de aerul proaspăt. Ca urmare a pătrunderii apei în sol, mare parte din aerul solului trece în atmosferă. În urma evaporării apei, spaţiile necapilare sunt ocupate cu aer proaspăt. Prin scăderea presiunii atmosferice aerul solului trece în aerul atmosferic, iar în urma creşterii presiunii atmosferice, spaţiile necapilare ale solului sunt umplute cu aer atmosferic de proaspăt. În cazul unui sol bine aerat, schimbul de gaze este suficient de rapid pentru a preveni deficitul de 02 sau toxicitatea excesului cu CO2.
5.3. Temperatura solului Temperatura solului este rezultatul intrărilor şi pierderilor de energie calorică din sol. Temperatura solului are influenţă majoră asupra proceselor fizice, biologice şi chimice ce
55
se desfăşoară în sol. În solurile reci, reacţiile proceselor chimice şi biologice sunt reduse ca intensitate. Descompunerea biologică este încetinită, astfel încât rata de utilizare a unor nutrienţi, precum N, P, S şi Ca este diminuată. De asemenea, absorbţia şi transportul apei şi a ionilor nutrienţi de către plante sunt influenţate nefavorabil de temperaturile scăzute. 5.3.1. Surse de energie calorică. Radiaţiile solare reprezintă principala sursă de energie calorică pentru încălzirea solurilor. Norii şi particulele de praf din atmosferă interceptează radiaţiile solare şi absorb, împrăştie sau reflectă mare parte din energia calorică. Numai aproximativ 35 - 40 % din energia calorică provenită din radiaţia solară contribuie la încălzirea solului în regiunile umede şi înourate şi aproximativ 75 % în zonele aride, lipsite de nori (per global, media este de 50 %). Solul mai primeşte căldură şi din alte surse: procese exoterme (humificarea, hidratarea coloizilor, descompunerea resturilor organice), surse ce prezintă o importanţă secundară. 5.3.2. Căile de pierdere a energiei calorice. Cea mai mare parte din energia calorică este pierdută datorită difuziei radiaţiilor calorice abscure din sol în atmosferă (fig. 7.15.). O mică parte din energia solară primită de pământ contribuie la încălzirea solurilor. Această energie este cheltuită, în primul rând la evaporarea apei de la suprafaţa solului şi a suprafeţei frunzelor sau este radiată sau reflectată înapoi în atmosferă. Numai aproximativ 10 % este absorbită de sol şi poate fi folosită pentru încălzirea acestuia. Chiar şi în aceste condiţii, această energie are o importanţă majoră pentru buna desfăşurare a proceselor din sol şi pentru creşterea plantelor pe sol. Temperatura în sol este influenţată de o serie de factori externi, cât şi de proprietăţile termice ale solului. 5.3.3. Proprietăţile termice ale solului. În legătură cu radiaţia solară, există şi alţi factori care influenţează suma netă a energiei absorbite de soluri şi amintim aici proprietăţile termice, dintre care influenţă deosebită o au: capacitatea de absorbţie a razelor solare, caacitatea calorică, conductivitatea termică, capacitatea exotermică şi endotermică. 5.3.3.1. Capacitatea de absorbţie a radiaţiilor solare. Această proprietate termică depinde, în principal, de culoarea solului.. Culoarea albă reflectă un procent foarte mare din radiaţia calorică, în timp ce culoarea neagră absoarbe un procent ridicat din radiaţia calorică. Astfel, solurile închise la culoare absorb până la 80 % din radiaţia solară, încălzindu-se mult mai repede decât solurile deschise la culoare care absorb circa 30 % din radiaţia solară. Umiditatea solului sau conţinutul în apă influenţează, de asemenea, capacitatea de absorbţie a radiaţiilor solare., Între cele două noţiuni există o relaţie inversă, respectiv, la o umiditate scăzută capacitatea de absorbţie este mai mare, comparativ cu o umiditate puternică la care capacitatea de absorbţie este mică. Vegetaţia solului, gradul de acoperire a solului cu vegetaţie, influenţează, de asemenea, capacitatea de absorbţie a radiaţiilor solare, aceasta fiind mai scăzută în cazul unui sol acoperit de vegetaţie şi mai mare în cazul solului neacoperit.
Pedologie Unghiul sub care radiaţiile solare ajung la suprafaţa solului influenţează temperatura acestuia. În cazul în care radiaţia solară este perpendiculară pe suprafaţa solului şi energia calorică absorbită, respectiv temperatura solului creşte. Valoarea ALBEDO-ului, respectiv procentul din energia calorică ajunsă la suprafaţa solului şi care nu pătrunde în sol, influenţează, de asemenea, temperatura aerului din sol. În funcţie de condiţii, valorile abledoului oscilează în limite largi. Cu cât valorile albedoului sunt mai mici, cu atât solul se încălzeşte mai mult. În prezenţa unui strat de zăpadă, valorile albedoului sunt de 70 - 80 %, la solurile închise la culoare 20 %, în timp ce pentru solurile deschise la culoare, aceste valori pot ajunge la circa 70 %. Solurile cultivate au un albedo de 10 - 12 %, în timp ce, solurile acoperite cu vegetaţie ierboasă sau lemnoasă, albedoul ajunge la circa 50 %. Scăderea temperaturii solurilor prin difuzia radiaţiilor obscure din sol în atmosferă este, de asemenea, influenţată de factorii care determină capacitatea de absorbţie. Astfel, solurile închise la culoare se răcesc mai încet decât cele deschise, solurile acoperite de vegetaţie prezintă o scădere a temperaturii mai mică decât cele neacoperite şi, de asemenea, solurile mai umede prezintă o scădere a temperaturii mai redusă decât solurile uscate. 5.3.3.2. Căldura specifică. Solul uscat se încălzeşte mai uşor decât solul umed şi aceasta deoarece necesarul cu energie pentru ridicarea temperaturii apei cu 1 0 C este mai mare decât necesarul de energie utilizat pentru căldura specifică este exprimată pe unitate (masă) de exemplu, în calorii pe gram (cal/g). Căldura specifică a apei pure este de circa 1,00 cal/g sau 1000 cal/kg (4,18 J/g) iar a unui sol uscat de circa 0,2 cal/g (0,8 J/g). 5.3.3.3. Capacitatea calorică a solului. Capacitatea calorică sau capacitatea pentru căldură a solului reprezintă căldura specifică a unui sol raportată la unitatea de volum (cal/cm3). Capacitatea calorică a unui sol depinde de natura constituienţilor lui, fiind o rezultantă a căldurii specifice a acestora. Principalii constituienţi ai solului prezintă următoarele valori ale capacităţii calorice: nisipul 0,51 cal/cm3; argila 0,55 cal/cm3; CaCO3 0,55 cal/cm3; humusul 0,58 cal/cm3; apa 1,0 cal/cm3; aerul 0,24 cal/cm3. Cu cât procentul constituienţilor solului, ce au capacitate calorică mare este mai ridicat, cu atât solul se va încălzi mai puţin şi mai lent. De aceea un sol argilos, în condiţii de umiditate ridicată, se va încălzi mai puţin şi mai lent, decât un sol nisipos, ce s-a format şi evoluează într-un climat uscat. 5.3.3.4. Conductivitatea termică. Conductivitatea termică a solului este influenţată de procentul cu care participă la definirea sa principalii constituienţi. Conductivitatea termică a unui sol este destul de neuniformă datorită faptului că solul este un sistem eterogen. Ea rezultând în principal din conductivitatea termică a fazei solide (0,004), a fazei lichide (0,001) şi a fazei gazoase (0,00005). Sub aspectul valorilor conductivităţii termice, menţionăm următoarele valori: nisipul 0,0093 (cal/cm.sec0 C), apa 0,00136 (cal/cm.sec0 C) şi aerul 0,00057 (cal/cm.sec0 C), astfel încât , cu cât proporţia componentelor cu conductivitate mai mare este mai ridicată cu atât solul se încălzeşte mai mult şi pe o adâncime mai mare. 5.3.3.5. Capacitatea exotermică şi endotermică a solului. Temperatura solului este influenţată şi prin frecvenţa şi intensiatea proceselor exo şi endotermice ce au loc în sol. Ca
57
procese exotermice menţionăm: descompunerea resturilor organice, humificarea, hidratarea coloizilor, condensarea vaporilor de apă. Astfel, la formarea unui gram de humus se degajă 5 calorii, o hidratare a unui kg de humus - 20 calorii, iar a unui kg de argilă 3 - 5 calorii (ŞT. PUIU, 1980). Ca procese endotermice menţionăm evaporaţia şi topirea gheţii. La transformarea unui gram de apă în vapori la t0 = 100 C se consumă aproximativ 600 calorii. Ansamblul fenomenelor de încălzire şi de răcire a solului a solului sunt cunoscute sub denumirea de regim termic al solului. Oscilaţia în timp a acestuia determină un regim termic diurn, lunar, sezonier, anual şi multianual. Regimul termic acţionează asupra proceselor fizice, chimice şi biologice din sol, influenţând formarea şi evoluţia solurilor şi, totodată, condiţiile de creştere şi dezvoltare a plantelor. Bilanţul termic la suprafaţa solului se exprimă prin următoarea relaţie: (N. OANEA, GH. ROGOBETE, 1977): Q = (S' + D) - R - Eef ± P ± L.E. ± V Q = cantitatea de căldură efectiv primită sau pierdută în unitatea de timp de către stratul de la suprafaţa solului; S' + D = fluxul de radiaţie solară (directă sau difuză), ajunsă în sol; R = radiaţia reflectată; P = căldura migrată în adâncimea solului în timpul zilei sau spre suprafaţa acestuia în timpul nopţii; L.E. - consumul de căldură pentru evaporarea apei în sol (L) şi căldura de condensare a vaporilor de apă în sol (E); V = schimbul de căldură dintre sol şi atmosferă. Valorile pozitive ale bilanţului termic evidenţiază o încălzire a solului iar în cazul unui bilanţ termic negativ o răcire a acestuia. Regimul termic al solului este influenţat de regimul termic al aerului atmosferic. Regimul termic al solului poate fi modificat prin diferite lucrări agrotehnice şi hidroameliorative. Astfel, prin aplicarea gunoiului de grajd, apelor de irigaţie cu temperatură mai mare decât temperatura solului, a paielor tocate are loc o încălzire a solului.
CAPITOLUL VI COMPLEXUL COLOIDAL ŞI SOLUŢIA SOLULUI
6. 1. Complexul coloidal al solului Coloizii solului care alcătuiesc complexul coloidal, organo-mineral sau argilohumic sunt grupaţi in 3 categorii: .coloizi minerali (argilă, hidroxizi fier-aluminiu-mangan, silice coloidală, ş.a.)
Pedologie .coloizi organici (acizi humici, hidraţi de carbon, proteine) .coloizi organo-minerali (compuşi ai acizilor humici cu cationi bazici, cu hidroxizi de fier sau cu argilă) În Pedologie limita de separaţie între fracţiunea grosieră şi cea coloid - dispersă a fost extinsă de la 0,2 (0,1) microni la 2 microni întrucât particulele cu diametrul cuprins între 0,2 (0,1) şi 2 microni manifestă proprietăţi coloidale. Forma particulelor coloidale este diversă: sferoidală (acizi humici), liniară (poliuronoide) şi sub formă de foiţe şi bastonaşe (minerale argiloase). Coloizii solului posedă sarcina electrică fie pozitivă fie negativă, au o capacitate mare de adsorbţia apei şi a cationilor şi o capacitate mare de gonflare şi contracţie Principalele proprietăţi ce ilustrează interacţiunea dintre particulele coloidale şi alţi constituienţi ai solului sunt: schimbul de cationi, coagularea, dispersia, gonflarea şi contracţia, proprietăţi a căror manifestare depinde atât de conţinutul în coloizi al solului cât şi de alcătuirea micelelor coloidale.
6.1.1. Alcătuirea micelei coloidale Micelele coloidale sunt particule dispersate ale sistemului coloidal în soluţia solului (soluţie intermicelară). Micela coloidală este alcătuită dintr-un nucleu înconjurat de mai multe straturi de ioni (fig. 6.1.). Nucleul poate fi alcătuit fie dintr-o moleculă (la substanţele macromoleculare) fie dintr-un agregat de molecule (la substanţele coloidale cu molecule mici) fie dintr-un fragment al reţelei cristaline (la mineralele care se mărunţesc până la particule coloidale). Nucleul coloidal prezintă o suprafaţă activă în care se manifestă diferite forţe de atracţie: forţe “Van der Waals”, forţe de cristalizare (care menţin edificiul cristalin), forţe electrostatice, etc. Stratul de ioni disociaţi care înconjoară nucleul, numit “strat ionogen” sau “dublu strat Helmholz” se compune din: a)stratul intern (determinant de potenţial) şi b) stratul extern (ioni adsorbiţi compensatori sau contraioni). Contraionii, situaţi în contact cu stratul de ioni determinanţi de potenţial, alcătuiesc stratul imobil numit şi “stratul dens de ioni” ; exterior stratului dens de ioni se găseşte “stratul difuz de ioni” , ioni legaţi mai slab. Particula coloidală - granula coloidală şi stratul de ioni compensatori - înfăţişează în miniatură globul terestru: ca şi la acesta, nucleul micelei coloidale suferă foarte puţine transformări în comparaţie cu suprafaţa înconjurătoare care se găseşte în permanenţă şi profundă transformare. Pe lângă această similitudine, se mai adaugă şi aceea că granula coloidală exercită o forţă de atracţie asupra ionilor asemeni forţei de atracţie a pământului. Stratul intern de ioni din alcătuirea dublului strat Helmholz – este format din ioni puternic reţinuţi de nucleu ce provin din desfacerea moleculelor reţinute la suprafaţa nucleului. Acest strat de ioni denumit şi “strat determinant de potenţial “determină sarcina electrică a coloidului în mediul de dispersie: ionii negativi dau caracter electronegativ coloidului, iar ionii pozitivi dau caracter electropozitiv. Granula coloidală defineşte acea componentă a micelei coloidale alcătuită din nucleu şi stratul intern de ioni, (strat determinat de potenţial). Granula coloidală atrage ionii
59
cu sarcini electrice contrare şi respinge ionii încărcaţi cu acelaşi potenţial electric. În ceea ce priveşte forţa de atracţie, granula coloidală se deosebeşte de nucleul micelei coloidale prin aceea că nu manifestă forţe cristalizate sau “Van der Waals”, având forţe de atracţie mult mai slabe (forţe electrostatice). Stratul extern de ioni este format din ioni de semn contrar celor din stratul intern (contraioni) determinând compensarea (neutralizarea) sarcinii acestora, de aceea mai poartă denumirea de “strat de ioni compensatori”. Contraionii situaţi în contact cu stratul de ioni determinaţi de potenţial alcătuiesc “stratul imobil” (stratul dens de ioni), iar contraionii din stratul al doilea alcătuiesc “stratul difuz” cu ionii slab legaţi, mobili, uşor schimbabili. Pentru cercetările din Pedologie stratul difuz prezintă cea mai mare însemnătate deoarece ionii din acest strat sunt mobili, se identifică cu soluţia intermicelară pe măsură ce se depărtează de stratul dens şi pot fi înlocuiţi de alţi ioni de acelaşi semn. Coloizii se deosebesc de molecule prin faptul că nucleul coloizilor nu participă la reacţiile tipice. Reacţiile chimice dintre molecule, atomi şi ioni sunt însoţite de schimbări în edificiul substanţelor ce au intrat în reacţie. Acţiunea atomilor şi a ionilor este diferită faţă de reacţiile de suprafaţă ale coloizilor: aici moleculele şi ionii componenţi nu suferă modificări exceptând ionii superficiali care pot fi schimbaţi. În reacţiile chimice substanţa se schimbă, iar la coloizi se schimbă numai compoziţia stratului superficial.
6.1.2. Caracterizare şi descrierea unor micele coloidale Micela coloidală de argilă are nucleul format dintr-un fragment al reţelei cristaline al mineralului argilos. Ansamblul sarcinilor electrice ale mineralelor argiloase este alcătuit din două grupe de sarcini:a) sarcina permanentă sau structurală şi b) sarcina variabilă sau depebdentă de pH. a) sarcina permanentă sau structurală este constituită din sarcinile negative ale unor ioni aflaţi în straturile tetraedrice şi octaedice care au valenţă inferioară ionilor care au fost înlocuiţi. b) sarcina variabilă sau dependentă de pH este constituită din sarcinile care rezultă în urma disocierii ionilor H+ din grupele “OH” sau “OH2” situate în zonele marginale sau pe suprafeţele de ruptură ale cristalelor. La mineralele argiloase trimorfice (2:1), ionii compensatori (contraionii) localizaţi în spaţiul interlamelar, neutralizează sarcina permanentă a mineralului. Aceşti ioni pot fi uşor schimbabili (în montmorilonit); parţial schimbabili (în vermiculit) şi foarte greu schimbabili (în illit). Tipul de legătură şi energia de legătură din spaţiul interlamelar influenţează proprietăţile fizice a mineralelor argiloase cum ar fi: duritatea, clivajul, rezistenţa la alterare, gradul de contracţie, gonflarea, schimbul ionic, adsorbţia apei şi a moleculelor de material organic. Sarcina dependentă de pH reprezintă 1% din suprafaţa totală a micelei (Dial şi Hendriks citaţi de C. Crăciun, 2000). La mineralele argiloase dimorfice (caolinit) datorită ponderii mari a suprafeţelor marginale, o mare parte a sarcinii negative este atribuită “disocierii amfoterice”fapt ce
Pedologie determină creşterea sarcinii variabile – dependente de pH şi a capacităţii de adsorbţie a anionilor. Mineralele argiloase de tip caolinit (dimorfice) prezintă o capacitate mai mare de a adsorbi anioni decât mineralele trimorfice datorită unui surplus de sarcină pozitivă ce se crează în zonele marginale prin ruperea legăturilor reţelei. Acest fapt este ilustrat de valorile raportului, schimb cationic/schimb anionic: 0,5 la coolinit, 2,3 la illit, 6,7 la montmorilonit (Shoen, 1953 citat de C. Crăciun, 2000). Intensitatea fixării cationilor de către coloizii solului este influenţată de valenţa ionilor compensatori şi de gradul de hidratare; viteza de coagulare a particulelor creşte odată cu micşorarea gradului de hidratare şi creşterea valenţei ionilor din stratul difuz al micelei coloidale. Micela coloidală de humus are dimensiuni mici (diametrul de 80-100), formă sferică şi structură amorfă. Nucleul acestei micele este constituit dintr-o macromoleculă sau mai multe molecule de acid humic.Stratul de ioni determinaţi de potenţial este reprezentat de ionii negativi (COO- - ,OH-) rezultaţi în urma disocieilor grupărilor acide carboxilice (COOH) şi hidroxil fenolice (C6H5-OH). Stratul ionilor compensatori de sarcină se compune din cationii acizi H+ ,Al3+ - predominanţi în coloizii de humus ai solurilor acide din zona forestieră şi din cationii bazici Ca 2+,Mg2+,Na+,K,NH4+-dominanţi in solurile formate sub influenţa vegeaţiei de stepă sau silvostepă. Coloizii de acizi humici posedă atât sarcini electrice negative – provenite din disocierea grupărilor carboxil(-COOH) cu caracter acid – cât şi sarcini electrice pozitive care provin de la grupări aminice (-NH2) care imprimă acizilor humici caracter bazic. În condiţiile unei reacţii neutre sau alcaline a soluţiei solului, sarcina electrică negativă a coloizilor de acid humic este mai mare deoarece -în aceste condiţii- nmărul grupărilor “-COOH” care disociază este mai mare decât în mediul acid:la pH =4,5 disociază o singură grupare “-COOH”; la pH = 7 disociază două grupări “- COOH”; la pH= 9 disociază trei grupări “-COOH”; la pH > 11 disociază mai mult de trei grupări “-COOH”. Întrucât “punctul izoelectric” (punctul în care numărul sarcinilor electrice pozitive este egal cu cel al sarcinilor electrice negative) este la pH 2,6 ÷ 2,8 ,majoritatea coloizilor organici sunt electronegativi şi manifestă însuşirea de adsorbţie a cationilor (Gh. Lixandru, 1990). Capacitatea de schimb cationic a humusului este mai mare în condiţiile unei reacţii alcaline (T=150 ÷300 me /100 g sol) deoarece şi sarcina negativă a coloizilor de humus este mai mare.
6.1.3. Indicatori folosiţi la caractetrizează proprietăţilor de schimb ionic Capacitatea de schimb cationic este dată de conţinutul de cationi pe care îl poate adsorbi un sol cu pH 7 (sau 8,2 – funcţie de metoda de determinare) şi se exprimă în “miliechivalenţi/100 g sol uscat” sau în “centimoli/kg sol uscat” Cationii schimbabili sunt reprezentaţi de ioni cu sarcină electrică pozitivă (Ca2+, Mg2+, Na+, K+, NH4+, Al3+) reţinuţi la suprafaţa complexului adsorbtiv, cu sarcina electrică negativă şi capabili de a fi schimbaţi cu alţi cationi aflaţi în soluţia solului. Complexul adsorbtiv cuprinde constituienţii solului cu suprafaţa activă, capabili de a provoca şi întreţine procesul de adsorbţie.
61
Prin adsorbţie se înţelege aderarea, reţinerea, fixarea şi acumularea unor componente dintr-un amestec de gaze sau a substanţelor dizolvate dintr-o soluţie, pe suprafaţa particulelor minerale în concentraţii mai mare decât în aerul sau soluţia solului. Procesul de adsorbţie ce se observă în sol este cunoscut de multă vreme. Datorită adsorbţiei moleculelor ionice a substanţelor aflate în soluţie şi reţinerii în sol a particulelor aflate în suspensie, apa din izvoare apare întotdeauna curată (limpede). Adsorbţia cationică a fost pusă în evidenţă în secolul al XIX-lea de către Thomas Way care a amestecat o probă de sol cu o cantitate de sulfat de amoniu - (NH4)2 SO4) .În urma percolării (spălării) solului cu apă cu scopul îndepărtării (NH4)2 SO4, a constatat că ionul amoniu nu poate fi complet îndepărtat deoarece este reţinut în sol iar în “filtrat” alături de NH4+ apar şi cationi de Ca2+, Mg2+, Na+, K+. Prin tratarea probei de sol saturate în cationi NH4+ cu o soluţie de KCl se constată că în filtratul obţinut sunt prezenţi atât cationi de K+, aflaţi în exces cât şi cationii NH4+. În urma determinării conţinutului total de K+ şi NH4+ (me) se poate observa că aceasta este egal cu conţinutul de K+ (“me”) aflat iniţial în soluţia folosită la tratarea solului. Tratarea probei de sol saturate în ioni de K+ cu o soluţie de CaCl2 are ca efect înlocuirea cationilor de K+ cu cei de Ca+. În filtratul obţinut, conţinutul total al cationilor de Ca2+ şi K+ exprimat în “me” este egal cu conţinutul iniţial al cationilor de Ca2+ aflat în soluţie. Procesul de schimb cationic este un proces simplu de adsorbţie şi de reţinere fizico-chimică, o reacţie de suprafaţă şi se desfăşoară după anumite legităţi. - Adsorbţia cationică este polară: concentraţia soluţiei în anioni rămâne aceiaşi şi după procesul de schimb (N. Cernescu 1973). - Adsorbţia cationilor are un caracter reversibil: cationii reţinuţi în stratul difuz al micelei coloidale pot fi înlocuiţi cu alţi cationi. - Schimbul de cationi se produce în proporţii echivalente: un cation bivalent (Ca 2+) din stratul difuz este înlocuit de un alt cation bivalent (Mg2+) sau de doi cationi monovalenţi (2 NH4+). - Cantitatea de cationi adsorbiţi este determinată de concentraţia (activitatea) cationilor din soluţie şi nu de concentraţia sărurilor: adsorbţia sodiului la coloizii solului salinizat creşte odată cu concentraţia cationilor de Na+ în timp ce adsorbţia altor cationi prezenţi în soluţia solului scade. - Forţa de reţinere a cationilor este cu atât mai mare cu cât gradul lor de hidratare este mai redus. Hidrogenul se abate de la această regulă deoarece, neputând exista în stare liberă, formează ionul “hidroniu” (H3O+) cu diametrul mult mai mic comparativ cu alţi cationi şi din acest motiv este puternic reţinut (Gh. Lixandru, 1990). - Capacitatea de schimb cationic creşte odată cu raportul SiO 2/Al2O3 până la valoarea 9 pentru ca apoi să scadă devenind neînsemnată la gelul de acid salcilic (N Cernescu, 1963) - Schimbul de cationi este determinat de energia de reţinere a cationilor: la micela coloidală, cu excepţia ionilor de NH4+ şi H+energia de reţinere creşte odată cu masa atomică şi valenţa cationilor (Na+ < NH4+ < K+; Mg2+
Pedologie Capacitatea de schimb cationic efectivă este determinată de sarcina permanentă a mineralelor argiloase. Determinarea valorii capacităţii de schimb potenţiale (Tp) şi a celei efective (Te) se face prin calcul însumând conţinutul cationilor bazici şi al cationilor acizi. Tp = SB8,3 + SH; Te = SB7+ Ah - SB 8,3 şi SB7 reprezintă suma cationilor bazici schimbabili determinaţi cu soluţii la pH = 8,3 şi, respectiv la pH = 7 SH şi Ah reprezintă aciditatea de schimb totală şi aciditatea hidrolitică determinată la pH = 8,3 şi, respectiv, la pH = 7. Suma bazelor schimbabile (“SB”) este un indicator de bază al proprietăţilor chimice ale solului. Valoarea acestui indicator este dată de suma cationilor schimbabili ai elementelor alcaline (K+, Na+),alcalino-pământoase (Ca2+,Mg2+) şi de amoniu (NH4+) reţinuţi în forme schimbabile de complexul adsorbtiv al solului. Ea se exprimă în miliechivalenţi (me) la 100 grame sol uscat. Cationii de Na+, K+, Ca2+, Mg2+şi NH4+ se numesc cationi bazici deoarece hidroxizii acestora imprimă soluţiilor o reacţie alcalină. Cationii bazici, aflaţi în forme schimbabile , devin accesibili pentru plante atunci când trec în soluţia solului, datorită schimbului de cationi din aceasta şi cei din stratul difuz al micelelor coloidale. Accesibilitatea pentru plante a unui anumit cation este mai bine exprimată de “nivelul de saturaţie al complexului adsorbtiv al solului” în acel cation decât de “conţinutul absolut”al acestuia. Complexul “adsorbtiv” al solurilor de stepă ( soluri bălane, cernoziomuri, soluri halomorfe, soluri formate pe calcare şi marne) este saturat în cationi bazici. Prezenţa sodiului schimbabil în complexul adsorbtiv în proporţie mai mare de 5 % în solurile alcalizate şi de peste 15% în solurile alcalice imprimă acestora însuşiri chimice şi fizice nefavorabile pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor. În solurile cu exces de umiditate, azotul mineralizat din materia organică rămâne în stare redusă (NH4+) şi poate fi adsorbit de complexul coloidal al solului în proporţie de 18% în stratul arabil, proporţie ce creşte la adâncimi mai mari, unde conţinutul de argilă este mai ridicat, determinând mărimea capacităţii de schimb de cationi. În solurile din România - în marea lor majoritate – conţinutul de cationi bazici schimbabili are valori ce se încadrează în intervalul 1-50 me/100g sol uscat, valorile cele mai mari înregistrându-se la solurile cu un conţinut ridicat de humus şi de minerale argiloase de tip montmorilonit, illit, beydelit Cunoaşterea valorii “SB” serveşte la calculul “capacităţii de schimb cationic”, a “gradului de saturaţie în baze” precum şi la aprecierea “fertilităţii solului”. Astfel, valorile “SB” mai mari de 25 me/100 g sol uscat indică o fertilitate ridicată iar cele mai mici de 3 me/100 g sol uscat indică o fertilitate foarte scăzută. Aciditatea potenţială este un parametru dat de cantitatea de ioni de H+ şi Al3+ aflaţi în stare adsorbită de complexul coloidal şi care intră în soluţia solului numai în urma procesului de schimb cationic. Aciditatea potenţială apare ca o “rezervă” pusă în evidenţă prin schimb cationic cu soluţia unei săruri şi reprezintă “factorul de capacitate” ce caracterizează reacţia solului. Acest parametru poate fi exprimat – funcţie de sarea folosită la extracţia ionilor acizi din complexul adsorbtiv – fie prin “aciditatea de schimb” (sau “efectivă”), fie prin “aciditate hidrolitică (Ah), fie prin “aciditatea de schimb totală (SH).
63
Aciditatea de schimb sau “efectivă” se evidenţiază prin tratarea solului cu soluţia unei săruri neutre (KCl) când – pe lângă ionii de H+ - trec în soluţie şi ionii de Al3+ care generează aciditate în solurile luvice. Aciditatea hidrolitică (Ah) este componentă a “acidităţii de schimb totale” (SH) şi se evidenţiază prin hidroliza (desfacerea cu ajutorul apei) a acetatului de sodiu sau a acetatului de potasiu. Cationii acizi H+,Al3+ se extrag din sol cu o soluţie ce hidrolizează alcalin (CH3 COONa, CH3 COOK) iar valoarea acestora este determinată titrimetric până la nivelul pH=7 (exprimarea se face în me/100 g sol uscat). Valorile “acidităţii hidrolitice “ sunt folosite în practică pentru aprecierea oportunităţii amendării solurilor acide, pentru stabilirea dozelor de amendamente şi pentru estimarea altor indici cum ar fi “indicele azot” (IN). Aciditatea de schimb totală (SH) se regăseşte în cantitatea de H+ şi Al3+ reţinuţi de constituienţii solizi ai solului. Determinarea valorii “SH” se realizează prin percolări repetate ale solului cu o soluţie de acetat de potasiu (CH3 COOK) 1 n “tamponată” la pH 8,3 şi se exprimă în me/100 g sol uscat sau în cmol/kg sol uscat. Aciditatea de schimb totală (SH) exprimă rezerva de ioni acizi (H + Al3+) din complexul adsorbtiv ce poate trece prin procesul de schimb cationic, în soluţia solului. Valorile ei sunt mai mari în solurile din zonele umede formate pe roci acide şi sub influenţa vegetaţiei acidofile decât în solurile din zonele mai secetoase şi calde formate pe roci bogate în elemente bazice. Cunoaşterea valorilor acidităţii de schimb totale (SH) prezintă o importanţă deosebită pentru studiile de geneză, de clasificare şi de ameliorare a solurilor. Gradul de saturaţie al solului cu cationi bazici schimbabili (V%) ai complexului adsorbtiv al solului exprimă “conţinutil relativ de cationi schimbabili ai elementelor alcaline (Na+,K+) şi alcalino-pământoşi (Ca2+, Mg2+) raportat la capacitatea de schimb cationic. Valoarea acestuia se calculează cu relaţia: SB SB SB + SH .100 VSH = T .100 sau VSH= în care: V – gradul de saturaţie în cationi bazici (%), SB – suma cationilor bazici schimbabili (me/100 g sol), SH – aciditatea de schimb totală (me/100 g sol), T – capacitatea de schimb cationic (me/100 g sol). Valorile gradului de saturaţie în cationi bazici schimbabili (VSH) sunt folosite ca un element de bază pentru unele orizonturi ale profilului de sol. Astfel, orizontul “A molic” se distinge de orizontul “A umbric” prin valoarea VSH mai mare de 53% corelată cu alte însuşiri. De asemeni, pentru unele soluri , valoarea VSH este folosită la definirea subtipurilor “eutrice” şi “districe”.
6.1.4. Adsorbţia anionică La suprafaţa micelelor coloidale apar sarcini electrice pozitive care adsorb anioni. Suma totală a anionilor pe care îi poate adsorbi un sol defineşte “capacitatea de schimb anionic” exprimată în me/100 g sol” sau în me/100 g argilă. Întrucât adsorbţia unor anioni
Pedologie poate fi urmată şi de o fixare prin insolubilizare chimică, în loc de “capacitate de schimb anionic”, se recomandă a se folosi noţiunea de “capacitate de adsorbţie anionică”. Sarcinile electrice pozitive care determină adsorbţia anionilor apar cel mai frecvent la hidroxizii de fier şi de aluminiu, la allofane şi caolinit. În zonele cu climă temperată capacitatea de adsorbţie anionică a solurilor are valori scăzute (0,5÷2 me/100 g sol) în funcţie de conţinutul de argilă (illit şi montorilonit) şi de humus. Cantitatea de ioni adsorbiţi creşte odată cu creşterea acidităţii solului. În condiţiile unei reacţii puternic acide (pH=4) conţinutul de amidon fosforic (PO 43-) şi sulfat (SO42-) creşte de 3 ori şi respectiv de 10 ori faţă de condiţiile de reacţie neutră a solului (Lăcătuşu, 2000). Principalii anioni ai solului implicaţi în schimbul anionic sunt: PO43-, SO42-. NO3-, Cl-, MoO42-, B(OH)4 şi anionii organici. Tăria legăturilor dintre anioni şi complexul adsorbtiv depinde de valenţa anionilor şi gradul lor de hidratare în următoarea ordine descrescătoare: PO43-, SO42-, NO3-, Cl- (Crăciun, 2000). Anionii PO43- şi SO42- sunt adsorbiţi în cantităţi mai mari decât anionii NO3- şi Cl- care se găsesc predominant în soluţia solului. O deosebită influenţă pentru cresterea şi dezvoltarea plantelor o prezintă reţinerea anionului acidului fosforic. Anionii fosfatici sunt adsorbiţi şi reţinuţi la suprafaţa micelelor cu sarcină electrică pozitivă şi la suprafaţe micelelor cu sarcină elecrică negativă prin intermediul unor cationi care au rolul de punţi de legătură între particulele coloidale şi anioni. Cea mai mare capacitate de fixare pentru fosfor o are gibbsitul şi goethitul (5 me/100 g ) urmate de illit, caolinit şi montmorilinit. Adsorbţia anionilor pe suprafaţa coloizilor şi precipitarea unor compuşi fosfatici – Fe(PO4), Al (PO4) – constituie principalele căi de scădere a mobilităţii anionilor fosfat şi scăderea disponibilităţii pentru plante. Forţele de reţinere a anionului fosfat cresc în timp simultan cu micşorarea disponibilităţii acestuia pentru plante.
6.1.5. Importanţa sistemului coloidal şi a schimbului cationic Alături de procesele de fotosinteză şi respiraţie, schimbul de ioni dintre particulele coloidale şi rădăcinile plantelor este unul dintre cele mai importante procese. Ionii schimbabili (anioni şi cationi) se găsesc în stratul difuz al micelelor coloidale organitce sau minerale. Micelele coloidale din sol reţin la suprafaţa lor ioni esenţiali în nutriţia plantelor şi îi păstrează împiedicând eliminarea acestora de către curenţii descendenţi ai apei care străbat solul.Astfel, micelele coloidale din sol pot fi comparate cu “băncile moderne” deoarece ionii reţinuţi pot fi retraşi de la “băncile coloidale” şi adsorbiţi de către rădăcinile plantelor. Refacerea rezervei de elemente nutritive se realizează prin administrarea îngrăşămintelor organice sau /şi minerale şi a amendamentelor. Complexul coloidal al solului reglează concentraţia şi compoziţia soluţiei solului prin schimbul de ioni care are loc între cele două componente ale acestuia.
6.2. Soluţia solului
65
Soluţia solului denumită popular “mustul” sau “sucul” solului constituie o parte din “faza lichidă” a solului şi este alcătuită din apă şi diferite substanţe minerale şi sau organice aflate în stare de dispersie ionică, moleculară sau coloidală. La formarea “soluţiei solului contribuie numai o parte din din “conţinutul total” de apă din sol. Astfel apa din de constituie apa aflată în stare de vapori, apa de higroscopicitate, o parte din apa peliculară “nu participă la formarea soluţiei solului. Noţiunea de “soluţia solului” nu este sinonimă cu noţiunea de fază lichidă a solului” deoarece aceasta din urmă înglobează atât “soluţia solului” cât şi rezerva de “apă moartă” (inaccdesibilă plantelor). Apa provenită din precipitaţii, străbătând straturile atmosferice, dizolvă o parte din substanţedin atmosferă cum ar fi: CO2, O2, N2, NO3, NO2, NH3, SO2, hidrogen sulfurat, clor. Dintre gazele care se dizolvă în apa precipitaţiilor predominante sunt: CO2, O2 şi N2, raportul lor la temperatura de 20oC – fiind de 57:2,1 :1,0 (Lăcătuşu, 2000) Apa ajunsă în contact cu solul, îşi schimbă compoziţia chimică datorită numeroaselor procese de alterare şi mineralizare cum ar fi: dezvoltarea, disocierea, adsorbţia, schimbul ionic, absorbţia ionilor de către plante, etc. Substanţele solubile din sol sunt dezvoltate iar ionii rezultaţi în urma disocierii pot reacţiona cu alţi compuşi sau pot fi translocaţi în profilul solului. Capacitatea de dizolvare a apei se măreşte odată cu creşterea concentraţiei de CO2, gaz ce rezultă în urma transformărilor suferite de materia organică, prin activitatea microorganismelor. Soluţia solului, venind în contact cu coloizii din masa solului, favorizează schimbul de ioni aflaţi în soluţie cu cei din stratul difuz al micelelor coloidale. Modificarea continuă a compoziţiei soluţiei solului este influenţată atât de natura substanţelor dizolvate în apa din precipitaţii cât şi de ansamblul transformărilor fizice, chimice şi biologice pe care le suferă constituienţii solului. Compoziţia soluţiei solului este, aşadar, “rezultantă a întregii dinamici a însuşirilor solului”. În dinamica valorii concentraţiei soluţiei solului, pe parcursul unui an se disting două etape: 1) etapa de acumulare a sărurilor, delimitată în timp de începutul primăverii până la sfârşitul verii, când, datorită evapotranspiraţiei intense, circulaţia soluţiei solului poate atinge pragul de saturaţie (400 mg/l şi 2) etapa de diluare a soluţiei solului delimitată în timp de la începutul toamnei până la sfârşitul iernii când, datorită unor valori superioare ale “capacităţii de câmp” are loc o levigare a sărurilor solubile “şi implicit, o micşorare a concentraţiei soluţiei solului . Dar compoziţia şi concentraţia soluţiei solului prezintă şi o varietate diurnă determinată de oscilaţiile zilnice în sol ale CO2: În aceste condiţii valorile maxome ale concentraţiei soluţiei solului în ioni de Ca2+ se înregistrează în timpul nopţii; acest fenomen se explică prin aceea că dizolvarea carbonaţilor alcalino-pământoşi (CaCO 3 şi MgCO3) precum şi substituirea ionilor Ca2+ din complexul adsorbtiv se desfăşoară cu intensitate mai mare noaptea decât în timpul zilei. Se poate conchide că, dacă masa solidă a solului este suportul pentru plante - în care acestea îşi ancorează rădăcinile soluţia solului este mediul din care plantele – prin rădăcini îşi asugură alimentarea cu apă şi substanţe nutritive.
Pedologie Soluţia soluluiare o compoziţie complexă. toate elementele minerale ce se regăsesc în cenuşa masei vegetale îşi au originea în soluţia solului. În soluţia solului se întâlnesc combinaţii minerale, combinaţii organice şi combinaţii organo-minerale. Combinaţiile minerale sunt reprezentate de sărurile acizilor minerali (nitraţi, nitriţi, bicarbonaţi, carbonaţi, cloruri, sulfaţi, fosfaţi de Ca, Mg, Na, K, NH4, etc.) şi de diferiţi acizi de Fe, Al, Mn. Combinaţiile organo-minerale , cu diferite grade de solubilitate, se formează prin combinarea acizilor humici cu alte tipuri de acizi organici cu ioni bazici, reprezentaţu de Ca2+ ,Mg2+, Na+, K+, NH4, etc.
6.2.1. Reacţia solului Reacţia solului este definită de concentraţia sau activitatea ionilor de hidrogen din soluţia solului şi se exprimă în mod curent prin valori pH. Această însuşire se manifestă prin capacitatea de disociere a ionilor de hidrogen (H+) şi de hidroxil (OH-) din sol, atunci când solul vine în contact cu apa sau cu soluţiile saline diluate(acestea permit disocierea ionilor de H+) . În solul uscat se manifestă numai aciditatea potenţială (nu şi cea actuală) deoarece ionii de hidrogen disociaţi sunt redsorbiţi la suprafaţa particulelor iar sărurile ce hidrolizează acid precipită. Concentraţia activă a ionilor de hidrogen reprezintă “factorul de intensitate” al reacţiei solului şi poate fi exprimată prin indicatorul numeric”(pH)”.Valoarea indecelui pH se obţine prin cologaritmarea ionilor de H+ din soluţia sau suspensia de sol : pH = -lg (aH+)=clg (aH+) = - lgşH+ţunde: aH+ - activitatea ionilor de hidrogen (moli/l sai g/l) Tabel +
şH ţ g*l-1
Corespondenţa între concentraţia ionilor de H+ şi valoarea pH-ului. pH şH+ţ pH şH+ţ pH şH+ţ pH + -1 + -1 + -lgşH ţ g*l -lgşH ţ g*l -lgşH ţ g*l-1 -lgşH+ţ
1,6*10-5 10-5 6,3*10-6 4*10-6 2,5*10-6
4,8 5,0 5,2 5,4 5,6
1,6*106 10-6 6,3*10-7 4*10-7 2,5*10-7
1,6*10-7 10-7 6.3*10-8 40*10-8 2,5*10-8
5,8 6.0 6,2 6,4 6.6
6.8 7,0 7.2 7,4 7,6
1,6*10-8 10-8 6,3*10-9 40*10-9 2,5*10-9
7,8 8.0 8,2 8,4 8,6
Cercetările staţionare pivind reacţia solului au pus în evidenţă caracterul dinamic al acestei însuşiri. Mărimea variaţiei periodice a pH-ului poate ajunge până la o unitate, fiind mai însenmnată la solurile cu capacitate scăzută de tamponare Modificarea reacţiei solului este determinată de evoluţia genetică a tipului de sol, activitatea organismelor din sol,
67
modificarea periodică a conţinutului de săruri solubile, măsurile ameliorative, tehnologiile de exploatare a terenului şi de cultivare a plantelor. Reacţia şi compoziţia soluţiei solului sunt însuşiri dinamice şi au un caracter reversibil; timpul necesar pentru modificarea acestor proprietăţi, pentru a atinge starea de cvasiechilibru cu mediul, este de 10-1 - 100 ani. Cationii schimbabili din stratul difuz al micelelor coloidale influenţează compoziţia soluţiei de sol prin schimbul de ioni, schimb ce are loc între ionii aflaţi în soluţie şi cei din complex. Timpul necesar pentru modificarea mărimii capacităţii de schimb cationic şi a acidităţii schimbabile până la atingerea stării de gvasiechilibru cu mediul este cuprinsă între 10o - 101 ani (N. Florea, 1994). 6.2.2. Capacitatea de tamponare a solului Capacitatea de tamponare pentru reacţie a solului este proprietatea solului de a se opune modificării valorii “pH” atunci când asupra sa se acţionează cu substanţe - bazice sau acide – care acceptă sau eliberează protoni. Mecanismele chimice care generează înşuşirea de tamponare pentru reacţie constau în asocierea – disocierea protonilor de pe acidoizi şi adsorbţia cationilor bazici pe coloizi şi prin hidroliza sărurilor Capacitatea de tamponare (de amortizare) pentru reacţie a solului este influenţată de compoziţia granulometrică a solului, compoziţia mineralogică a particulelor de argilă, conţinutul şi compoziţia humusului, capacitatea de schimb cationic, gradul de saturaţie în baze precum şi de sistemele tampon reprezentate de complexul argilo-humic, ”carbonat de calciu – acid carbonic”, fosfat-acid fosforic”, “humaţi – acizi humici nesaturaţi”, acid acetic – acetat de sodiu” etc. Complexul adsorbtiv al solului saturat parţial cu elemente bazice constituie unul dintre cele mai importante “sisteme tampon” ale solului; el se comportă ca un acidoid (acizi insolubili reprezentaţi de coloizi capabili de a adsorbi cationi) sau ca un bazoid (substanţe cu caracter bazic slab capabile de a reacţiona cu cationii). La adăugarea în sol a unei cantităţi de baze sau de acizi, complexul adsorbtiv se opune schimbării bruşte a reacţiei în sens alcalin sau acid; în această situaţie are loc trecerea ionilor acizi (H+) din soluţia solului în complexul adsorbtiv şi/sau o neutralizare.a ionilor alcalini OH+ şi blocarea lor în molecule de apă cu ajutorul ionilor de H+ înlocuiţi din complex de ionii alcalini de sodiu. Solurile saturate cu baze în proporţie de 50% au cea mai mare capacitate de tamponare a reacţiei atât pentru acizi cât şi pentru baze. Solurile la care complexul adsorbtiv este saturat cu cationi acizi prezintă capacitate de tamponare mare pentru acizi iar cele la care complexul adsorbtiv este saturat în ioni de H+ prezintă capacitate de tamponare mare pentru baze. La solurile cu un conţinut mic de humus şi argilă, complexul adsorbtiv – slab reprezentat – reţine cantităţi reduse de ioni bazici şi acizi. CAPITOLUL VII PROPROETĂŢI MORFOLOGICE
7.1. Culoarea solului
Pedologie Culoarea solului este dată de totalitatea radiaţiilor solare de diferite frecvenţe pe care le reflectă solul. Ea este un efect al absorbţiei selective a razelor monocromatice din componentele luminii albe. Senzaţia de culoare ia naştere ca urmare a acţiunii radiaţiilor electromagnetice asupra retinei. Între principalele domenii de culoare a solului (alb, negru, roşu, galben, verde, albastru) se stabilesc tranziţii printr-o multitudine de nuanţe. Culoarea solului este expresia compoziţiei chimice şi mineralogice şi a distribuţiei particulelor minerale şi organice în orizonturile profilului de sol; prin combinarea culorilor date de componentele respective, rezultă numeroase culori caracteristice diferitelor orizonturi ale solului. Astfel: silicea coloidală argilă, carbonatul de calciu şi sărurile uşor solubile dau culori albe până la cenuşiu; humusul dă culoarea neagră, brun - gălbuie, brun – roşcată sau roşu-brună; compuşii fierului fin dispersaţi în masa solului dau o culoare de roşu, brunruginiu sau gălbui - în funcţie de conţinutul şi gradul de hidratare precum şi de raportul dintre diferiţi constituienţi (hematit, goethit, limonit, etc.);compuşii feroşi, în condiţii de umiditate dau o culoare vineţie, albăstruie, albăstrui – verzuie; fosfatul feros dă culoarea albă în mediul anaerob şi albăstruie în contact cu aerul; sulfura de fier, în orizonturile cu materie organică şi umezire excesivă dă o culuare neagră.
7.1.1. Aprecierea culorii solului În Pedolgie, de-a lungul timpului, aprecierea culorii solului pe teren s-a făcut pe baza observaţiillor directe, procedeu ce se mai utilizează şi astăzi, cu toate inconvenientele pe care le implică. Această modaliate de apreciere a culorii incumbă o foarte mare doză de subiectivism. Pentru înlăturarea subiectivismului la aprecierea culorii solului, în practică pedologică modernă este utilizat “Sistemul Munsell”, sistem care foloseşte un atlas cu 322 eşantioane de culori standardizate (Atlasul Munsell). În sistemul Munsell culoarea solului este definită prin parametri celor trei variabile: 1)Nuanţa, 2)Valoarea şi 3)Croma. 1)Nuanţa indică culoarea spectrală dominantă dată de lungime de undă a luminii. Scara nuanţelor este alcătuită din 10 elemente: 5 culori de bază (aşa zis, pure) şi cinci culori intermediare (aşa zis, combinate), toate notate cu litere. Culorile de bază: Culorile intermediare: R=(red) roşu YR = roşu-galben Y=(yelow) galben GY = galben-verde G=(green) verde BG = verde-albastu B=(blue) albastru PB = albastru-violet P=(purple) violet RP = violet-roşu Fiecare dintre cele 10 nuanţe (culori de bază şi culori intermediare) are câte 10 trepte notate cu cifre de la 1 la 10. Culoarea solului se încadrează într-un număr limitat de nuanţe cuprinse de regulă între 10 R şi 5 Y (10 R; 2,5 YR; 5 YR; 7,5 YR; 10 YR; 2,5 Y;5 Y) şi unele nuanţe specifice pentru orizonturile cu umezire excesivă, gleice sau pseudogleice.
69
2) Valoarea exprimă luminozitatea culorii şi este redată în cifre (la soluri, de regulă, de la 2,5 la 8), de la culorile întunecate către cele luminoase. Probele de sol cu valoarea 5 au culori cu luminozitate medie. 3) Croma exprimă puritatea relativă, intensitatea sau saturaţia culorii .Scara cromatică a Sistemului Munsell are 20 de trepte de la 1 la 20 (la soluri valoarea cromei este’de regulă,mai mică decât 8). În teren, apreciea culorii solului se face comparând culoarea probei de sol cu eşantioanele standardizate de culori din Atlasul Munsell unde în dreptul fiecărui eşantion este menţionată denumirea culorii şi cei trei parametrii care o definesc: nuanţa, valoarea şi croma. Pentru o apreciere corectă, trebuie să se ţină seama de faptul că, funcţie de starea de umiditate, culoarea solului se schimbă de la “uscat” la “umed”. cu 0,5 până la 3 trepte în valoare, cu 0,5 până la 2 în cromă (numai rareori intervin schimbări şi în nuanţă). Cele mai mari diferenţe apar la soluri cenuşii, cernoziomoide sau la cele cu un conţinut scăzut şi moderat de humus. De aceea culoarea solului se apreciază la două stări de umiditate: 1) “uscat la aer” şi 2) “la capacitatea de câmp”. Se consideră că proba de sol este la nivelul “capacităţii de câmp” atunci când, după umezire, dispar peliculele vizibile de umiditate. Notarea unei culori în Sistemul Munsell cuprinde cei trei parametri, aşezaţi întotdeuna în ordine: 1)Nuanţa (redate prin cifre şi litere) 2)Valuarea şi 3)Croma (redate prin cifre sub forma unui raport). De exemplu, culoarea ,,cenuşiu închis” este redată prin notaţia 10YR 4/1 iar ,,brun – deschis” prin notaţia 7,5YR6/4. Unele culori pot fi redate prin mai multe notaţii Munsell (ex. culoarea ,,brun foarte pal prin: 10YR 7/3; 10YR 7/4; 10YR 8/3; 10YR 8/4. 7.1.2. Semnificaţia culorii solului Culoarea este şi ea un indicator al compoziţiei chimice a solului. Componentele chimice ale solului determină într-o măsură mai mică sau mai mare – funcţie de ponderea lor – culoarea acestuia. Astfel culoarea poate ilustra compoziţia solului şi de aceea, este considerată drept criteriul principal de separare a orizonturilor pe profil, de recunoaştere şi identificare a majorităţii solurilor. Componenţii minerali şi organici, determinanţi ai culorii solului, în procesul de solificare se pot acumula sau pot migra în profilul de sol astfel încât culoarea să reflecte natura şi intensitatea proceselor “pedogenetice” prin care s-au format orizonturile solurilor. Aspectul coloristic al orizonturilor de sol poate fi un indicator al stării de umiditate a solului. Aspectul marmorat - mozaicat a straturilor de sol indică un exces temporal de apă stagnantă sau un regim fluctuant al excesului de umiditate. Culoarea albăstruie –verzuie sau “oliv” (măslinie) indică prezenţa compuşilor feroşi care se formează în condiţii anaerobe, improprii pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor. În sezonul umed se poate aprecia dacă culoarea solului este mai veche sau este actuală, după starea de umiditate a solului. Halourile de culori deschise din jurul rădăcinilor indică o umezire excesivă a solului şi influenţele ei nefavorabile asupra vegetaţiei (ex.: uscarea pomilor). Când partea superioară a profilului de sol (0-50 cm) are culoarea neagră, acest fapt reflectă un fond nutritiv ridicat
Pedologie (de regulă, fertilitatea solului scade de la solurile negre către cele brune, brune ruginii, roşii, cenuşii, galbene şi albicioase). Culoarea influenţează şi relaţia solului cu energia radiantă solară . Astfel, solurile de culoare închisă absorb mai multă căldură decât cele de culoare deschise care resping (reflectă) energia radiantă (fac excepţie suprafeţele protejate de vegetaţie sau de mulci). Solurile negre absorb mai multe radiaţii în timpul zilei şi radiază mai multă căldură în timpul nopţii favorizând formarea de “rouă subterană”. Culoarea suprafeţei solului influenţează temperatura şi umiditatea solului, activitatea biologică din sol, potenţialul productiv şi, implicit, creşterea şi dezvoltarea plantelor.
7.2. Neoformaţiile solului Neoformaţiile sunt acumulări recente sau relicte din masa solului reprezentate de depuneri şi separaţii locale ale diferitelor substanţe rezultate în urma proceselor pedogenetice (eluviere – iluviere, oxidare – reducere) sau prin acţiunea organismelor vegetale şi animale. Ele se disting uşor în orizonturile pedogenetice ale profilului, după culoare, formă şi compoziţe chimică. Formarea acestor acumulări de solificare este influenţată de mărimea porilor din sol, de curenţii ascendenţi şi descendenţi de apa care străbate profilul de sol, de solubilitatea diferită a produşilor de alterare precum şi de compoziţia granulometrică. Neoformaţiile rezultate din acumularea sărurilor uşor şi moderat solubile oxizilor şi hidroxizilor de fier şi mangan şi a silicei reziduale se prezintă sub formă de pseudomicelii, pete , eflorescenţe, pelicule, vinişoare, concreţiuni, crustă, etc.
71
Pseudomiceliile sunt depuneri de cristale albe aciculare fine de carbonat de calciu constituite în filamente neregulate, asemănătoare miceliilor de ciuperci. Ele se formează de-a lungul traseelor de circulaţie a soluţiei solului, pe feţele şi în interiorul elementelor structurale. Pseudomiceliile reprezintă o formă relativ recentă de depunere a carbonatului de calciu specifică solurilor cu variaţii mari ale umidităţii acestuia, variaţie care determină o fluctuaţie mare a cabonatului de calciu. Vinişoarele sunt neoformaţii alungite care iau naştere prin precipitarea CaCO 3, Ca SO4, gipsului, oxizilor şi hidroxizilor de fier şi mangan în spaţiile rămase după descompunerea rădăcinilor sau chiar în jurul rădăcinilor vii. Eflorescenţele sunt concreşteri de cristale aciculare (cu aspect de inflorescenţă) ale sărurilor solubile şi ale carbonaţilor, la suprafaţa solului sau în interiorul acestuia (pe pereţii fisurilor şi a golurilor). Concreţiunile sunt neoformaţii de mărimi, forme şi culori diferite, cimentate ireversibil în urma precipitării gipsului, a carbonaţilor de calciu şi magneziu, a acizilor de fier şi mangan. Ele pot fi dislocate din masa solului fără a-şi pierde forma iniţială. Concreţiunile ferimagnetice (cunoscute şi sub denumirea de “bobovine” sau “alice de pământ”) au o formă sferică şi o mărime ce poate depăşi 1 cm în diametru (dar şi mici acumulări punctiforme). În aceste sfere se observă depuneri concentrice succesive de oxizi de fier şi mangan. Ele au o culoare roşcată, brun-roşcată, sau negricioasă (cu atât mai închisă şi mai apropiată de negru, cu cât conţinutul de mangan este mai mare). Concreţiunile de carbonaţi iau naştere prin precipitarea carbonatului de calciu în spaţiile libere din sol şi /sau prin cimentarea cu carbonatul de calciu a altor particule minerale. Ele au forme şi mărimi diferite (de la câţiva milimetri până la câţiva centimetri lungime). Concreţiunile de carbonaţi se întâlnesc în orizontul carbonato acumulativ (“Cca”) în loess şi în alte materiale carbonatice. Concreţiunile septarice sunt în general concreţiuni de carbonaţi caracterizate prin faptul că interiorul lor au un spaţiu gol. Petele sunt formaţiuni diferit colorate în masa unui orizont de culoare relativ omogenă. Ele apar în orizonturile eluviale (“Ame, Ea”) şi iluviale (“Bt”) precum şi în cele cu exces de umiditate de natură freatică sau pluvială. În teren, caracterizarea petelor se face prin stabilirea, în cadrul fiecărui orizont şi suborizont al profilului de sol, a culorii, frecvenţei, mărimii, formei.dispunerii şi contrastului petelor faţă de matricea solului. Petele de albire apar în orizonturile cu umezire de natură pluvială excesivă alături de petele de oxidare (roşcate, ruginii) şi de cele de reducere (albăstrui, vineţii, verzui). Aceste pete se formează în urma migrării coloizilor din unele mici porţiuni din masa solului ce sunt intens percolate de apa de infiltraţie. Cutanele de argilă sunt depuneri sub formă de pojghiţe a particulelor minerale (cristalizate sau amorfe), cu diametrul mai mic de 2 microni, pe suprafaţa elementelor structurale, pe pereţii porilor sau pe fragmentele mai grosiere (nisip, fragmente de schelet) depuneri ce se formează treptat prin procesul de eluviere – iluviere . Cutanele de argilă pot
Pedologie fi recunoscute şi identificate cu ajutorul microscopului, în planul luminii polarizate, după structura stratificată şi după absenţa (sau prezenţa foarte neînsemnată) a materialului grosier. Ele pot fi distruse în urma proceselor de “îngheţ desgheţ”, “de contracţie gonflare” sau în urma activităţii unor specii din microfauna şi mezofauna solului. Atunci când se asociază cu materia organică din sol, cutanele de argilă formează “pojghiţe organo-minerale”, pojghiţe ce se întâlnesc în treimea mijlocie a profilului de sol de tip “phaeziom” (sol cernoziomoid). Neoformaţiile biogene din sol apar ca rezultant al acţiunii organismelor animalelor şi rădăcinilor plantelor. Neoformaţiile biogene de provinienţă animală sunt: crotovinele coprolitele, cervatocinele, lăcaşurile de larve, pelotele. Crotovinele sunt galerii de cârtiţe, hârciogi, popândăi, şoareci de câmp, etc. umplute de regulă cu material provenit din alt orizont pedogenetic. Ele au formă rotundă sau ovală în secţiune şi diametrul de 2-10 cm. Culoarea crotovinelor poate fi mai închisă decât masa solului din imediata vecinătate (melanocrotovinele) sau mai deschisă (leucrotovinele). Crotovinele se întâlnesc în soluri cu textură mijlocie, mijlociu fină sau mijlociu grosieră în zonele de stepă şi silvostepă, Coprolitele sunt aglomerări de granule sau şiruri de granule care au rezultat în urma trecerii solului prin tubul digestiv al râmelor. Ele se întâlnesc în soluri cu reacţie neutră sau slab acidă şi bogate în materie organică. Pelotele sunt fragmente structurale sub formă de grăunciori rezultate în urma activităţii furnicilor. Neoformaţiile biogene de provinienţă vegetală sunt: cornevinele (urme ale rădăcinilor lemnoase umplute de regulă cu material din alt orizont) şi dendritele (imprimări ale rădăcinilor plantelor ierboase pe suprafeţele agregatelor structurale. Incluziunile sunt corpuri străine (oase, fragmente de cărămidă sau ceramică, cioburi de sticlă, lemn silificat, etc.) , prezente în profilul solului. Incluziunile, pe lângă importanţa lor arheologică, au şi o importanţă pedologică. De pildă, prezenţa cochiliilor de scoici indică originea aluvială a solului iar prezenţa râmelor de stuf indică originea lacustră a solului. CAPITOLUL VIII PROCESELE DE FORMARE A SOLULUI Solul – aşa cum este ilustrat de profilul de sol – este rezultatul acţiunii îndelungată a unei multitudini de procese elementare care se desfăşoară continuu în învelişul superior al scoarţei terestre, cu ritmuri variabile, sub influenţa condiţiilor de mediu, condiţii ce alcătuiesc ceea ce se numeşte “factori pedogenetici”. Pedogeneza – ramură a Pedologiei are, aşadar, ca obiect “totalitatea proceselor care contribuie la formarea solurilor”. Materialul parental (roca parentală), considerat ca stadiu iniţial, se transformă în sol de-a lungul timpului prin procese de alterare, acumulare şi migrare pe verticală a constituienţilor, trecând printr-o serie de stări intermediare până la stadiul matur.
73
Pedogeneza este un proces foarte îndelungat care acţionează asupra substratului mineral şi se corelează strâns cu circulaţia apei şi a elementelor chimice din sol şi un proces de sinteză continuă de materie organică şi de transformare acesteia. Energia solară şi uneori cea gravitaţională sunt elementele energetice ale proceselor de pedogeneză. La formarea şi evoluţia solului, pe lângă “procesele pedogenetice”, contribuie şi “procesele geogenetice” cum ar fi sedimentarea şi eroziunea. În multe cazuri substratul mineral nu rămâne acelaşi în timp; el poate primi aport de material care se integrează în sol sau poate fi reînoit prin eroziune. Formarea şi evoluţia solului este un proces dinamic a cărei intensitate este determinată atât de factorii de mediu cât şi de însuşirile materialului parental.
8.1. Procese de transformare Procesele de trasformare în material parental sau în sol determină modificări “in situ” cum ar fi: alterarea mineralelor, formarea de noi minerale, descompunerea materiei organice, humificarea resturilor organice, formarea structurii solului. Procesul de bioacumulare deţine locul cel mai însemnat în Pedogeneză. Acest proces constă în acumularea, în straturile superioare ale solului, prin intermediul organismelor vegetale şi animale, a materialului organic aflat în diferite stadii de humificare. Humusul format prin humificarea materiei organice, se integrează treptat în partea minerală a solului fapt ce duce la diferenţierea unui orizont humifer (orizontul “A”). Datorită rolului important pe care procesul de bioacumulare îl are în formarea şi evoluţia solului, se poate considera că “solul este un produs al vieţii pe un fond mineral”. Orizontul “A” şi - în general, partea superioară a profilului (orizontul humifer) devine, prin bioacumulare, fertil, capătă o culoare închisă şi poate fi bine individualizat şi uşor de recunoscut morfologic. În teren, efectul intens al bioacumulării (formarea orizontului humifer) este semnalat de prezenţa şi dezvoltarea viguroasă a unor specii din flora spontană cum ar fi: Urtica dioica, Sambucus ebulus, Chenopodium sp., etc. Bioacumularea (şi însuşirile materialului produs prin bioacumulare) este influenţată determinant de condiţiile de mediu. În stepă are loc o acumulare “humicocalcică” ce dă naştere la substanţe humice de culoare închisă, stabile şi saturate în ioni de calciu, iar în zonele cu precipitaţii abundente, unde se produce o levigare a substanţelor minerale şi organice, are loc o “bioacumulare acidă” care dă naştere la soluri cu pH <5,0. În condiţiile persistenţei îndelungate a excesului de umiditate, se formează un orizont organic hidromorf de turbă cu reacţie puternic acidă până la neutru (orizontul “T”). Pe suprafaţa solurilor formate sub influenţa vegetaţiei de pădure unde deasupra orizontului “A” acumulează se cantităţi mari de resturi vegetale nedescompuse sau parţial transformate, se formează un orizont organic nehidromorf (orizontul “O”). Procesul de argilizare şi formarea orizontului “B cambic”. Argilizarea este un proces complex, ea constă din alterarea silicaţilor primari din sol dând naştere direct la materiale argiloase. În urma procesului de argilizare se formează orizontul “B cambic”
Pedologie (“BV”) numit şi orizont “de alterare” sau de argilizare. Din punct de vedere al morfologiei diferenţierea orizontului B cambic (BV)parcurge două etape: - individualizare, orizontului BV şi alungirea orizontului BV. Individualizarea orizontului B cambic (BV) se produce iniţial prin “decalcarizarea” unui orizont intermediar A/C şi formarea unui orizont “B” de decalcarizare. Pe măsură ce CaCO3 îşi diminuează prezenţa în acest orizont, procesul de alterare a silicaţilor primari se intensifică având ca efect formarea mineralelor argiloase şi eliberarea Fe2+ care se hidratează si se oxidează determinând pigmentarea masei solului într-o culoare gălbuie sau roşietică. Alungirea orizontului B cambic (BV) format are loc continu pe seama levigării CaCO3 către orizontul “Cca”; limita de separare dintre aceste orizonturi este “linie de efervescenţă” a solului cu soluţie de HCl (1/3) Procesele de alterare, umezire-uscare, acţiunea faunei şi a rădăcinilor favorizează formarea în orizontul “BV” a unei structuri poliedrice subangulare sau columnoid-prismatice diferenţindu-l pe acesta de orizontul subiacent (Cca) şi supraiacent. Procesele de gleizare şi pseudogleizare au loc în condiţii anaerobe şi sunt favorizate de excesul (permanent sau temporar) de apă freatică (în cazul gleizării) sau pluvială (în cazul pseudogleizării). Gleizarea şi pseudogleizarea (numită şi stagnogleizarea) se caracterizează prin reacţii de reducere a compuşilor de fier şi mangan, mobilizarea şi concentrarea lor în pereţii porilor de-a lungul fiburilor sau a canalelor de rădăcini (biogoluri), pe feţele sau în interiorul elementelor structurale. Formele bivalente reduse ale fierului, rezultate în urma reacţiilor de reducere, sunt relativ mobile şi complexabile ceea ce măreşte mult domeniul de mobilitate în planul reacţiei solului (pH). Reducerea ionului feric intervine la o valoare a “potenţialului redox” mai mică de 19 unităţi, fiind mai scăzută în mediul neutru (bogat în Ca 2+) decât în mediul acid. În absenţa anionilor organici complexanţi, solubilitatea fierului feric este foarte scăzută (practic nulă) la un pH cu valoarea mai mare de 6,5. În mediul acid, ionul Fe 2+ are mobilitate mică şi tinde să se acumuleze sub forme insolubile conferind profilului de sol o tentă de culoare gri-verzuie.
8.2. Procese de translocare Procesele de translocare determină diferenţierea pe verticală a profilului de sol în urma transportului (în soluţie sau în suspensie) a unor componenţi ai solului de către curenţii descendenti şi ascendent ai apei. Pe lângă circulaţia apei în sol, alţi factori care determină translocarea pot fi: activitatea faunei, forţele mecanice generate de îngheţdezgheţ, contractarea-gonflarea, etc. În grupa de procese de transformare se încadrează: eluvierea, iluvierea, podzolirea feriiluvială şi humico-feriiluvială, criptopodzolirea, salinizarea, desalinizarea. Eluvierea este cunoscută sub denumirea de “podzolire argiloiluvială” sau “lessivare” şi constă în îndepărtarea particulelor argiloase, aflate în suspensie, din partea superioară a profilului. Acest proces se manifestă în solurile formate în condiţiile unui
75
climat umed (precipitaţii medii anuale de peste 550 mm) în urma îndepărtării CaCO 3, debazificării complexului coloidal şi acidifierii solului. Migrarea argilei este posibilă numai în lipsa sărurilor şi în condiţiile unei reacţii slab acide sau moderat acide în domeniul ph-lui cuprins între 5 şi 7 unităţi. Particulele antrenate de către curentul descendent de apă pot fi coloizi liberi (la cernoziomul argiloiluvial), proces nesesizabil morfologic, coloizi de pe suprafaţa elementelor structurale (orizontul A molic-eluvial, notat cu “Ame”) şi de coloizi din toată masa orizontului care prezintă un colorit uniform (orizontul E luvic – “El” şi orizontul E albic – “Ea”). Orizontul “Ame” se formează în faze incipiente de eluviere, orizontul “El” - în cazul eluvierii moderate iar orizontul ‘Ea” - în urma eluvierii intense, eluviere ce determină o puternică diferenţiere texturală a orizonturilor. Speciile de plante din flora spontană indicatoare ale procesului de eluviere intensă sunt reprezentate de: Aspera spica-venti, Rumex acetosella. Iluvierea constă în depunerea particulelor de argilă translocate în suspensie la nivelul orizontului subiacent celui din care au fost îndepărtate. Prin acumularea particulelor argiloase se formează orizontul B argiloiluvial, notat cu “Bt”. Acest orizont poate fi identificat pe teren după structura prismatică, prezenţa particulelor de argilă pe feţele elementelor structurale şi după culoarea mai închisă (roşietică sau gălbuie) decât cea a materialului parental. Procesul de podzolire humico-feriluvială constă în migrarea dintr-un orizont superior şi acumularea în unul inferior a compuşilor de materie organică şi a celor de fier şi/sau aluminiu, în condiţiile unui climat umed şi rece, sub influenţa vegetaţiei forestiere de răşinoase, condiţii în care descompunerea materiei organice se face lent formându-se cantităţi mari de acizi fulvici, acizi care intensifică alterarea constituienţilor minerali şi diferenţiază puternic profilul de sol. Materia organică ce migrează este constituită de chelaţi organo-metalici de Fe, Al şi Mn, formând un orizont B feriiluvial (“Bs”). Scăderea conţinutului de sescvioxizi (oxizi, oxihdroxizi şi hidroxizi) de Fe şi Al din orizontul supraiacent nu se poate evidenţia morfologic din cauza acţiunii “coloid protectoare” pe care o exercită conţinutul ridicat de humus. Acest proces poate fi evidenţiat numai prin analiza chimică a probelor de sol prelevate din orizonturile profilului. Culoarea portocalie a orizontului “Bs” este datorată de amestecul dintre oxizii de fier de culoare roşie, hidroxizii de fier de culoare galbenă şi alţi componenţi minerali de culoare albă sau cenuşie. Intensificarea procesului de podzolire determină formarea orizontului albicioscenuşiu “E spodic” şi a orizontului “B humicospodic” de culoare cafenie. Plantele indicatoare a procesului de podzolire sunt reprezentate de Vaccinium myrtillus, Nardus stricta, ş.a. Procesul de criptopodzolire constă în translocarea slabă a substanţelor dispersabile (materi organică şi sescvioxizi de aluminiu) şi în acumularea de material amorf humic şi aluminic şi mai puţin material amorf feric. Criptopodzolirea – proces alumino-iluvial – este mascat morfologic de abundenţa materiei organice (de regulă peste 10%) care exercită o acţiune coloid protectoare
Pedologie determinând stabilizarea acestui proces şi menţinerea în stare amorfă şi activă a compuşilor aluminici şi fierici. Acest proces nu poate fi evidenţiat decât prin analize chimice; orizontul eluvial nu poate fi identificat morfologic cu toate că partea inferioară a orizontului “A” (cu peste 20% materie organică slab mineralizată) prezintă reflexe cenuşii iar orizontul “E” este “înecat în humus”. În procesul de criptopodzolire se formează orizontul “B criptospodic” notat cu “Bcp” care este caracteristic criptopodzolurilor şi a subtipurilor criptospodice ale altor tipuri de sol. La ardere, partea minerală a solului rămâne albă - în cazul solurilor criptopodzolice şi gălbuie-cărămizie – la solurile nepodzolice. Andosolizarea constă în acumularea în profilul solului a “materialului amorf” rezultat din dezagregarea şi alterarea rocilor vulcanice şi formarea “andosolului” sau a subtipurilor se “sol andic”. Constituienţii specifici materialelor cu proprietăţi “andice” sunt reprezentate de combinaţii complexe formate de “allofane” şi “geluri” de hidroxizi de aluminiu şi fier cu materia organică din sol. Procesul de salinizare constă în acumularea în sol a sărurilor mai solubile în apă rece decât gipsul (CaSO4:H2O), proces ce determină creşterea conţinutului total de săruri uşor solubile – implicit – creşterea salinităţii solului. În orizonturile profilului de sol se pot acumula atât săruri uşor solubile neutre (NaCl, Na2SO4) cât şi săruri care hidrolizează puternic alcalin (Na2CO3, NaHCO3). Migrarea sărurilor are loc după dizolvarea lor în soluţia solului iar precipitarea şi cristalizarea lor au loc după ce apa este consumată de către plante, după evaporarea apei la suprafaţa solului şi în urma diminuării concentraţiei CO2. Prin depunerea sărurilor solubile se formează orizonturile salinizate (“sc”) şi salice (“sa”). Acumularea sărurilor uşor solubile are loc în soluri formate în condiţiile unui climat semiarid şi semiumed, cu relief plan, în locuri depresionare sau pe areale restrânse cu roci salifere la zi. Pe teren, existenţa sărurilor uşor solubile se identifică morfologic prin prezenţa eflorescenţelor, a cristalelor sau a crustei de săruri formate la suprafaţa solului. Determinarea calitativă pe teren a sărurilor uşor solubile se face cu o soluţie de azotat de argint – pentru cloruri, de clorură de bariu – pentru sulfaţi sau fenolftaleină - pentru carbonaţi alcalini. Curentul descendent de apă, care străbate solul în mod repetat, poate solubiliza şi antrena săruri moderat solubile (CaSO42H2O) şi greu solubile (CaCO3, MgCO3) şi determina formarea orizonturilor de acumulare a gipsului şi a celor carbonato-acumulative. Alcalizarea sau sodizarea este procesul de acumulare de sodiu adsorbit în complexul coloidal – exprimat prin saturaţia solului în sodiu (V na), adică prin conţinutul relativ (%) de sodiu schimbabil raportat la capacităţi de schimb cationic (“T”) notat, de regulă, prin simbolul “ESP” (Florea N., 1999). Sodizarea este însoţită de o creştere a valorilor pH – care determină alcalinizarea solului – asociată, adesea, cu apariţia sodei (Na2CO3, NaHCO3) în sol.
77
Alcalizarea constă în înlocuirea în complexul adsorbtiv a ionilor dizolvaţi (Ca2+, Mg ) cu ioni Na+ având ca efect formarea orizontului alcalizat (ESP=5-15%) sau alcalic (ESP>15%). În orizonturile alcalice şi alcalizate valoarea pH-lui este mai mare de 8,4, valoare ce poate fi datorată şi numai formării sodei. Plantele indicatoare de soluri alcalice sau alcalizate sunt: Statice gmeline, Atropis distans, Obione portulacoide, etc. Solonetizarea este un proces complex de formare a tipului de sol “soloneţ” şi constă în alcalizarea, dispersia în masa solului a argilei, migrarea argilei pe profil cu diferenţierea unui orizont B argiloiluvial natric (“Btna”), formarea unei structuri columnare specifice acestui orizont. Solodizarea constă în înlocuirea aproape completă a sodiului schimbabil (dezalcalizarea) din complexul adsortiv cu ioni de H + intensificarea procesului de migrare a argilei şi formarea orizontului eluvial (“E”), alterarea mai avansată a substratului mineral frecvent în condiţii de exces de umiditate stagnantă temporară cu diferenţierea intensă a profilului de sol. 2+
8.3. Procesele pedogenetice de uniformizare a profilului de sol Sunt generate de activitatea faunei din sol, de forţele care se dezvoltă în urma umeziri şi uscării, a îngheţului şi dezgheţului. Din această categorie de procese fac parte procesele “vermice”, vertice. Procesele vermice sunt specifice solurilor cu o intensă activitate a faunei sub influenţa căreia o parte din masa solului este ingerată, altă parte este translocată dintr-un orizont în altul determinând atenuarea limitelor dintre orizonturi. Procesele vertice se manifestă numai în soluri cu un conţinut de argilă (<0,002 mm), predominant gonflantă, mai mare de 30% şi în zone unde în decursul anului perioadele umede alternează cu perioade secetoase. În perioadele secetoase, în urma uscării solului datrită contracţiilor puternice, apar crăpături mari care fragmentează masa solului. În perioadele umede pământul desprins şi depus la baza crăpăturilor îşi măreşte volumul, elementele structurale, sunt presate şi alunecă unele peste altele schimbându-şi poziţia iar la suprafaţa solului se formează un microrelief de “coşcove” sau “gilgai” cu numeroase microdepresiuni şi microcoame. Procesele de aport şi transport de material la suprafaţa solului care influenţează evoluţia solurilor sunt: procesele de sedimentare, procesele de eroziune, procesele de soliflucţiune şi alunecările de teren. Procesele de sedimentare constau în depunerea materialului la suprafaţa solului determinând menţinerea solului în stadii incipiente de evoluţie. Aceste procese se produc în urma aluvionării periodice în luncile rîurilor prin depunerea de nisip şi praf în zonele mai secetoase sau prin depunerea de cenuşă sau alte componente de material vulcanic în arealele joase din regiunile active vulcanic. Procesele de eroziune constau în dislocarea şi deplasarea unor fragmente de material de la suprafaţa solului pe terenurile în pantă contribuind la menţinerea solului în
Pedologie stadiu incipient de solificare prin primenirea continuă a solului pe seama materialului parental. Astfel, intensitatea proceselor de solificare (bioacumulare şi alterare) este aproximativ egală cu intensitatea proceselor de eroziune. Procesele de soliflucţiune constau în deplasarea lentă a unui strat subţire de sol vâscos (îmbibat cu apă) ca urmare a dezgheţului superficial, pe versanţii cu panta redusă. Aceste procese sunt caracteristice regiunilor polare şi subpolare dar şi regiunilor temperate, muntoase cu înălţimi mare (zonele subalpina şi alpina). Apa rezultată din topirea zăpezilor îmbibă orizontul superior al solului, îl saturează până la consistenţa plastică nelipicioasă şi pune în mişcare solul dezgheţat. Alunecările de teren sau de masă de pământ cunoscute sub denumirea de “deplasări” sau “pornituri umede” constau în desprinderea unor mase de pământ şi deplasarea lor sub influenţa forţei de gravitaţie spe arealele cu cote mai mici. Procesele de soliflucţiune şi alunecările de teren au efecte foarte drastice asupra solului, vegetaţiei şi chiar a construcţiilor. Alte fenomene cum ar fi “prăbuşirile” şi “surpările” se intensifică în arealele unde în rocă se produc deschideri sub formă de pereţi abrupţi. Aceste deschideri apar în cornişele de alunecare sau în carierele de extracţie a materialelor de construcţie. Prăbuşirile şi surpările afectează suprafeţe mult mai restrânse faţă de suprafeţele afectate de eroziune şi alunecări. Procesele pedogenetice se intercondiţionează şi se desfăşoară cu anumite intensităţi în combinaţii diferite în funcţie de condiţiile zonale şi locale având ca rezultat formarea de soluri diferite. CAPITOLUL IX PROFILUL PEDOGENETIC ŞI ORIZONTURILE SOLULUI
9.1. Profilul de sol Solul se formează şi evoluează în timp pe baza materialului parental şi a rocilor generatoare de sol, sub acţiunea unor procese complexe, denumite procese pedogenetice, în anumite condiţii de climă şi vegetaţie. În urma executării unei secţiuni verticale (profil de sol) de la suprafaţa solului până la materialul parental sau roca generatoare, constatăm existenţa unor straturi de sol (orizonturi genetice), ce se deosebesc prin anumite proprietăţi (grosime, culoare, acumulări specifice etc.). Înţelegem deci, prin profil de sol, aspectul morfologic pe care îl prezintă solul în secţiune transversală naturală de la suprafaţa până la nivelul materialului parental sau rocii generatoare. Principalele procese care duc la o diferenţiere pe adâncimea solurilor, a orizonturilor sunt procesele de eluviere-iluviere, bioacumulare sau acumulare a humusului etc. În constituţia solului, componenţii minerali şi organici prezintă solubilităţi diferite faţă de apă, astfel încât, unii rămân pe locul de formare în timp ce alţii sunt antrenaţi pe profil, acumulându-se la nivelul unor orizonturi subiacente.
79
În teren, solul este studiat cu ajutorul metodei morfologice. Orizonturile generale ale solului sunt notate cu litere mari ale alfabetului latin (A, B, C, D, E etc.). Notarea unui orizont cu un anunmit simbol nu se face în ordinea succesiunii orizonturilor pe profil, ci în funcţie de procesul genetic principal şi în unele cazuri secundare, ce caracterizează orizontul respectiv. Ex: cu litera A – este notat un orizont caracterizat prin procesul de acumulare a humusului; cu B – orizontul de iluviere a coloizilor; cu C – orizontul de acumulare a carbonaţilor; cu G – orizonrtul caracterizat prin procese de gleizare; cu T – orizontul caracterizat prin procese de turbificare etc. În cazul unor orizonturi formate sub acţiunea a două sau chiar trei procese pedogenetice se notează cu simbolurile corespunzătoare (Ame; Btna; Aosaac), acestea fiind cunoscute sub denumirea de orizonturi de asociere. Pentru punerea în evidenţă a unor explicaţii caracteristicile orizontului se folosesc litere mici şi în unele cazuri, cifre pentru notarea suborizonturilor (Bt; Am; C 1; C2 etc.). În unele cazuri avem de-a face cu orizonturi ce prezintă proprietăţi a două orizonturi fără ca vreunul dintre acestea să fie dominant. Acestea sunt cunoscute sub denumirea de orizonturi de tranziţie (A/C; A/B; A/G; A/R etc.).
9.2. Orizonturi diagnostice Orizonturile de diagnoză reprezintă orizonturile pedogenetice utilizate în succesiune cu alte orizonturi sau chiar singure în definirea unităţilor taxonomice la diferite niveluri. Prezentăm orizonturile diagnostice având notate şi caracteristicile esenţiale, precum şi caracterele secundare notate prin simbol conform clasificării I.C.P.A., 1979. Orizontul A. Este un orizont mineral format la suprafaţa solului mineral. Este mai închis la culoare decât orizontul subiacent. Sunt considerate orizonturi A şi stratele arate notate cu Ap - chiar dacă sunt grefate direct pe orizonturi E, B sau C. Se disting trei feluri de orizonturi A: A molic este un orizont A, având următoarele caractere: crome şi valori < 3,5 în stare umedă şi valori < 5,5 în stare uscată; conţinut de materie organică de cel puţin 1 % pe întreaga lui grosime şi cel mult 35 %, dacă partea minerală are peste 60 % argilă şi cel mult 20 %, dacă nu conţine argilă; la conţinuturi de argilă intermediară prezintă cantităţi proporţionale maxime între 20 şi 35 %; structură grăunţoasă, glomerulară sau polidrică; grad de saturaţie în baze ≥ 55 %; grosimea de cel puţin 25 cm sau de cel puţin 20 cm la solurile la care orizontul R este situat în primii 50 cm şi la cele cu orizonturi Ame, AC, AR, AG sau B, având în partea superioară culori de orizont A molic; Se notează cu simbolul Am. Dacă un orizont A molic prezintă acumulări reziduale de grăunţi de cuarţ sau alte minerale rezistente la alterare. Se denumeşte A molic - eluvial şi se notează cu Ame. A umbric este un orizont A asemănător orizontului A molic, în ceea ce priveşte culoarea, conţinutul în materie organică, structura, consistenţa şi grosimea, dar se diferenţiază de acesta, având un grad de saturaţie în baze < 55 %. Se notează cu simbolul Au.
Pedologie A ocric - este deschis la culoare, devine masiv şi dur sau foarte dur în perioada uscată a anului. Se notează cu simbolul Ao. Dacă un orizont A prezintă toate caracterele unui orizont molic sau umbric, cu excepţia grosimii, se consideră tot orizont A ocric, dar se notează cu Aom şi respectiv Aou. Orizontul E. Este un orizont mineral, are un conţinut mai scăzut de argilă şi/sau sescvioxizi şi materie organică, prezintă o acumulare relativă de cuarţ şi/sau alte minerale, de dimensiunea nisipului sau prafului, care au rezistat la alterare; culoarea este determinată în primul rând de culoarea particulelor primare de nisip şi praf. Se disting trei feluri de orizont E. E luvic, format de asupra unui orizont B argiloiluvial. Caracteristici: Culori deschise în stare uscată, cu valori < 6,5; pot avea şi valori ≥ 6,5 dar asociate numai cu crome > 3; Structură polidrică sau lamelară sau fără structură; Textură mai grosieră; Se notează cu simbolul El. E albic este format deasupra unui orizont B argiloiluvial, având următoarele caractere: culori mai deschise decât la El în stare uscată, valori ≥ 6,5 şi crome ≤ 3; de regulă, se înregistrează o diferenţă de cel puţin două unităţi de valoare mai mari decât cele apreciate la materialul în stare umedă; structura este lamelară sau poliedrică slab dezvoltată; textura mai grosieră decât a orizontului subiacent; segregare a sescvioxizilor sub formă de concreţiuni. Se notează cu simbolul Ea. E spodic (podzolic) este format deasupra unui orizont B spodic, având următoarele caractere: culori deschise; în stare umedă valori ≥ 4 şi în stare uscată > 5. lipsă de structură; Se notează cu Es. Orizontul E spodic (podzolic) este un orizont de eluviere a materiei organice şi a sescvioxizilor. Dacă în profil se identifică orizontul subiacent un B argiloiluvial, orizontul eluvial va fi El sau Ea, în funcţie de caracterele lui; dacă se identifică un orizont subiacent B spodic (Bs sau Bhs), orizontul eluvial va fi Es. Orizontul B. Este un orizont mineral, în care se constată o alterare a materialului parental, însoţită sau nu de o îmbogăţire în argilă prin iluviere sau acumulare reziduală şi/sau în materie organică prin iluviere. Se disting: 4 feluri de orizonturi B. B cambic este format prin alterarea materialului parental, având următoarele caractere: culori mai închise sau cu crome mai mari sau în nuanţe mai roşii decât materialul parental; structură, obişnuit poliedrică medie şi mare sau columnoid - prismatică, în cel puţin 50 % din volum; textura poate fi mai fină decât cea a materialului parental, plusul de argilă rezultând din alterarea unor minerale primare, respectiv din argilizare în situ (pe loc); grosime de cel puţin 10 cm. Se notează cu simbolul Bv. B argiloiluvial conţine argilă iluvială şi are următoarele caractere: argilă orientată (iluvială), care formează pelicule pe feţele verticale şi orizontale ale elementelor structurale şi umple porii fini; îmbracă grăunţii minerali şi/sau formează punţi între ei; culori diferite (brun, negru, roşu etc.), mai închise decât cele ale materialului parental; structură prismatică, columnoidă, poliedrică sau masivă; grosime de cel puţin 1 : 10 din grosimea însumată a orizonturilor supraiacente. Se notează cu simbolul Bt. Bt natric, asemănător orizontului argiloiluvial; spre deosebire de acesta prezintă următoarele caractere: saturaţie în Na+ mai mare de 15 %, cel puţin pe 10 cm într-unul din
81
suborizonturile situate în primii 20 cm ai orizontului; orizontul C subiacent are o saturaţie în Na+ de peste 15 %. Pentru ca orizontul Bt să fie natric, trebuie să aibă mai mult Mg++ + Na+ schimbabil, decât Ca+ + H+, în primii 20 cm ai orizontului; structură columnară sau prismatică. Se notează cu Btna. B spodic este format din acumulare de material amorf constituit din materie organică şi/sau sescvioxizi, prezintă următoarele caractere: compuşi amorfi de materie organică şi/sau sescvioxizi, sub formă de aglomerări subangulare sau rotunjite; culori, în general, în nuanţe de 7,5 YR şi mai roşii, cu crome mici dacă orizontul este humico-feriiluvial sau mari, dacă este feriiluvial; fără structură sau aceasta este foarte slab dezvoltată; capacitatea de schimb cationic este relativ mare (2 me la 100 g); grosime minimă de 2,5 cm. Orizonturile spodice au o textură grosieră, mijlociu-grosieră, mai rar, mijlocie. Se notează cu Bhs, în cazul în care materialul amorf conţine atât humus iluvial cât şi sescvioxizi şi cu Bs, în cazul în care conţine predominant sescvioxizi. Orizontul C. Profilele de sol au în partea lor inferioară un orizont reprezentat prin roci. Când acest orizont este constituit din material neconsolidat (loess, argilă, nisip etc.) şi care nu prezintă caracterele diagnostice pentru orizonturile A, B, Gr sau Cca, se notează cu C şi poartă numele de orizont C. Orizontul C reprezintă materialul parental al solului respectiv. Orizontul Cca (carbonatoiluvial). Este un orizont C cu acumulare de carbonaţi, având următoarele caractere: conţinut de carbonaţi de peste 12 %; cel puţin 5 % din volum carbonaţi secundari (acumulări dure sau friabile) mai mult decât orizontul C; grosime minimă 15 cm. Orizontul Cpr (pseudorendzinic). Este un orizont C constituit din marne, marne argiloase sau argile marnoase, cu cel puţin 30 % argilă şi peste 12 % carbonaţi.; caracteristic pseudorendzinelor şi solurilor pseudorendzinice (pr - prescurtarea de la pseudorendzină). Orizontul R. Este un orizont mineral, situat în partea inferioară a unor profile, constituit din roci compacte. Orizontul Rrz (rendzinic). Este un orizont R constituit din calcare, dolomite şi/sau gips sau din fragmente din asemenea roci sau din roci metamorfice ori eruptive, bazice şi ultrabazice, care prin alterare nu formează sau care nu conduc la formarea de material amorf; caracteristic rendzinelor şi solurilor rendzinice (rz - prescurtarea de la rendzină). Orizontul O (organic nehidromorf). Este un orizont organic format la suprafaţa solului în condiţiile unui mediu nesaturat cu apă. Sub vegetaţie lemnoasă poate fi: Ol litiera, constând din material organic proaspăt, nedescompus sau foarte puţin descompus; Of - orizont de fermentaţie, format din materie organică incomplet descompusă, în care se recunosc cu ochiul liber sau cu lupa, resturi vegetale cu structură caracteristică; Oh orizont de humificare, în care materialul organic este într-un stadiu foarte avansat de descompunere, încât, nu se mai recunosc cu ochiul liber, ci numai cu lupa, resturi vegetale cu structură caracteristică. Orizonul T (organic hidromorf sau turbos). Este un orizont organic format în condiţiile unui mediu saturat în apă, fiind constituit predominant din muşchi, Ciperaceae şi alte plante hidromorfe, cu grosime de 20 cm.
Pedologie Orizontul G (gleic). Este un orizont mineral format în condiţiile unui mediu saturat în apă, cel puţin o parte din an, determinat de apa freatică situată la adâncime mică. Se disting: G de reducere şi G de oxidare-reducere. Orizont G de reducere, format în condiţii predominant de anaerobioză, având următoarele caractere: colorit uniform în culori de reducere sub aspect marmorat, în care culorile de reducere apar în proporţie de peste 50 % din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor structurale. Se notează cu Gr. Orizontul G de oxidare-reducere este format în condiţii de aerobioză alternând cu perioade de anaerobioză. Prezintă un aspect marmorat, în care culorile de reducere apar în proporţie de 16 - 50 %; culorile de oxidare apar sub formă de pete de oxidare, în proporţie de peste 16 % din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor; segregarea sescvioxizilor sub formă de pelicule şi concreţiuni. Se notează cu Go. Orizontul W (pseudogleic). Este un orizont mineral, format la suprafaţă sau în profilul solului, în condiţiile unui mediu în care solul este mare parte din an saturat cu apă acumulată din precipitaţii şi stagnantă deasupra unui strat impermeabil sau slab permeabil. Are următoarele caractere: aspect marmorat, în care culorile de reducere, prezente atât pe feţele, cât şi în interiorul elementelor structurale, ocupă peste 50 % din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor structurale; precipitare a sescvioxizilor, sub formă de pelicule şi concreţiuni; grosime de cel puţin 15 cm. Se grefează pe orizonturi A, E sau B. Orizontul w (pseudogleizat). Este un orizont mineral, format la suprafaţă sau în profilul solului, în condiţiile unui mediu în care solul este mare parte din an umed până la uscat şi o perioadă mai mică din an saturat în apă, acumulată din precipitaţii şi stagnată deasupra unui strat impermeabil sau slab permeabil; are un aspect marmorat, în care culorile de reducere ocupă între 6 şi 50 % din suprafaţa rezultată prin secţionarea elementelor structurale. Se notează cu w. Orizontul y (vertic). Este un orizont cu un conţinut de cel puţin 30 % argilă (frecvent peste 50 %), predominant gonflantă. Caractere: feţe de alunecare oblice (10 - 600 faţă de orizontală) şi/sau elemente structurale mari, de asemenea oblice, cu unghiuri şi muchii ascuţite într-unul dintre suborizonturi; crăpături largi de peste 1 cm, pe o grosime de cel puţin 50 cm în perioada uscată a anului; grosime minimă de 50 cm. Se notează cu simbolul y. Orizontul sa (salic). Este un orizont mineral îmbogăţit secundar prin iluviere în săruri mai uşor solubile decât gipsul, având următoarele caractere: conţinut de săruri în extras apos 1 : 5, de cel puţin 1 %, dacă tipul de salinizare este cloruric şi de cel puţin 1,5 % dacă este sulfatic; grosime minimă de 10 cm. Orizontul sc (salinizat). Este un orizont mineral, care conţine săruri mai uşor solubile decât gipsul (în apă rece), în cantitate mai mică decât orizontul salic, respectiv între 0,15 şi 1,50 % pentru tipul de salinizare sulfatică şi 0,1 - 1,0 % pentru tipul de salinizare clorurică. Are grosime minimă de 15 cm. Se notează cu simbolul sc. Orizontul na (alcalic sau natric). Este un orizont mineral care are o saturaţie în Na + schimbabil > 15 %, pe o grosime de minimum 10 cm. Se notează cu simbolul na.
83
Orizontul ac (alcalizat). Este un orizont mineral care are o saturaţie în Na+ schimbabil de 5 - 15 %. Se notează cu simbolul ac. Orizonturi de tranziţie Orizont AC. Este un orizont de tranziţie între A şi C, având proprietăţi din ambele orizonturi, fără ca vreunele să fie predominante. Orizontul AB. Este un orizont de tranziţie între A şi B, având proprietăţi din ambele orizonturi, fără ca vreunele să fie predominante. Dacă sunt dominante pe grosimi mai mari sau mai evidente caracterele orizontului B, se notează cu simbolul BA. Orizontul AR. Este un orizont de tranziţie între A şi R, având proprietăţi de orizont A, dar şi fragmente de rocă, parţial alterate, în proporţie de cel puţin 30 %. Orizont AG. Este un orizont de tranziţie între A şi G, având parţial exprimate subiacent caracterele orizontului G, dar şi caracterele orizontului A. Orizontul EB. Este un orizont de tranziţie între E şi Bt, prezentând dominant în partea superioară caracterele orizontului eluvial, iar în cea inferioară pe cele ale orizontului iluvial. Dacă sunt dominante pe o grosime mai mare sau mai evidente caracterele orizontului Bt, se notează cu simbolul BE. Orizont E + B. Este un orizont mineral de tranziţie între E şi B - denumit şi orizont glosic - având următoarele caractere: pătrunderi de orizont E în orizontul B sub formă de limbi; limbile trebuie să aibă cel puţin 5 mm lăţime în cazul în care textura orizontului Bt este este fină, cel puţin 10 mm când textura aceluiaşi orizont este mijlociu-fină şi cel puţin 15 mm când textura este mijlocie sau grosieră; limbile de orizont E trebuie să reprezinte cel puţin 15 % din volum; grosime de cel puţin 10 cm (5 cm în cazul orizontului E + Btna), când acestea ocupă sub 50 % din volum. Orizont BC. Este un orizont de tranziţie între B şi C, având parţial exprimate caracterele orizontului supraiacent B şi subiacent C. Orizont BR. Este un orizont de tranziţie între B şi R, având proprietăţi de orizont B, dar şi fragmente de rocă, parţial alterate, în proporţie de cel puţin 30 %. Orizont BG. Este un orizont de tranziţie între B şi G, având parţial exprimate caracterele orizontului supraiacent B şi subiacent G. Orizont CG. Este un orizont care îndeplineşte, atât condiţiile de orizont C, cât şi pe cele de orizont G. Orizonturi de asociere. Sunt orizonturi formate prin asocierea caracterelor a două sau mai multe orizonturi, dar care unele nu apar în succesiune pe profil ca orizonturi separate, ca, de exemplu, AW, Aw, Ay, Amsa, Aosa, Ana, Aosana, BW, Bw, Bty, Btysc, Bvyw, Bvx etc. CAPITOLUL X CADRUL NATURAL DE FORMARE ŞI EVOLUŢIE A SOLURILOR Acţiunea unor procese neîntrerupte de dezagregare, alterare, sinteză, migrare şi acumulare asupra materiei minerale şi organice, determină transformarea scoarţei
Pedologie superioare a litosferei în soluri, astfel încât solul evoluează de la roca "in situ", deci de la o morfologie simplă către solul cu o morfologie evoluată. Rocile şi mineralele primare rezultate în urma consolidării magmei, cu toate că conţineau unele elemente de nutriţie (fosfor, calciu, potasiu, magneziu etc.), datorită masivilităţii şi compactităţii lor nu prezentau condiţii care să permită dezvoltarea rădăcinilor şi asigurarea cu substanţe nutritive şi apă. Procesele de dezagregare (mărunţire) şi alterare (modificare chimică) a acestora sub acţiunea agenţilor atmosferici, hidrosferici şi biosferici a permis transformarea rocilor primare compacte în roci secundare afânate (realizându-se o reţea de spaţii sau pori) şi formarea unor substanţe chimice simple sau complexe (săruri, oxizi şi hidroxizi, minerale argiloase). Roca afânată (datorită porozităţii) prezintă capacitate pentru apă şi aer. Apa din precipitaţii, în cazul rocilor afânate pătrunde şi se reţine în pori, formând rezerve pentru plante. Aerul din porii rocii afânate împreună cu apa reţinută din precipitaţii şi substanţele de nutriţie în forme simple asigură instalarea plantelor şi microorganismelor. Prin fotosinteză plantele trec substanţele minerale din sol în substanţe organice din care este alcătuit corpul lor. După parcurgerea ciclului biologic, sub acţiunea microorganismelor, resturile organice sunt în parte, descompuse în substanţe minerale folosite de plantele ce urmează şi, în parte, sunt transformare în humus. Repetarea în timp a acestui proces determină reţinerea şi acumularea în partea superioară a scoarţei, a substanţelor nutritive sub formă de substanţe organice, în special humus (procese de bioacumulare). Acţiunea conjugată a proceselor de dezagragare, alterare şi bioacumulare, alături de reţinerea şi migrarea compuşilor rezultaţi determină modificări fizice, chimice şi biologice în partea superioară a scoarţei, aceasta trasnformându-se în timp în sol, care este un corp natural ce prezintă însuşiri şi o alcătuire proprie. Condiţiile de mediu sunt cele care determină procesele ce duc la formarea solurilor. Aceste condiţii sunt extrem de variate astfel încât intensitatea proceselor este diferită, rezultând o varietate de soluri. V.V. Docuceaev, intemeietorul Pedologiei arăta că solul este rezultatul acţiunii cumulative a mai multor factori (organismele, clima, roca, relieful şi timpul) pe care îi denumeşte factori de formare sau factori pedogenetici. În timp, acestor factori pedogenetici au rol în formarea solului li s-au adăugat influenţa apei subterane şi de suprafaţă, cât şi activitatea antropică.
10.1. Influenţa climei V.V. Docuceaev a scos în evidenţă rolul climei în procesul de formare a solului menţionând că: solul este formaţiunea naturală care se formează sub influenţa hotărâtoare a climei. România este situată în emisfera nordică, la jumătatea distanţei dintre poli şi ecuator, având un climat temperat-continental. Climatul atmosferic determină în mare parte formarea şi evoluţia climatul solului. Climatul României nu este uniform, separându-se 5 regiuni climatice, cărora le corespund provincii pedologice:
85
Regiunea vestică (panonică) influenţată de curenţii atmosferici vestici, oceanici, este supusă influenţei climatului Europei Centrale; b) Regiunea transilvană, influenţată de curenţii de aer din vest-nord şi în măsură mai mică din est; c) Regiunea sud-vestică(Danubiano-getică) influenţată de masele de aer oceanic şi mediteranean; d) Regiunea sud-estică (Danubiano-Pontică); e) Regiunea moldo-sarmatică, ambele aflate sub influenţa maselor de aer estic. Acestor regiuni climatice li se adaugă ca influenţe în formarea şi evoluţia solurilor, microclimatele determinate de formele de relief, astfel încât România este considerată un adevărat "muzeu natural de soluri". L.S. Berg arată existenţa în climatul temperat-continental din România a unor zone climatice legate de zonele landsaftice: – climatul zonei de stepă care cuprinde stepa propriu-zisă şi silvostepă; – climatul zonei pădurilor de foioase; – climatul zonei pădurilor de conifere; – climatul zonei alpine cu zonă subalpină şi alpină propriu-zisă. Diferenţele climatice influenţează major intensitatea bioacumulării, alterării, eluvierii şi iluvierii. Bioacumularea este determinată de natura şi ponderea vegetaţiei, care la rândul lor, depind de condiţiile climatice. Astfel, în climatul de stepă (secetos şi cu temperaturi ridicate), descompunerea materialului organic se desfăşoară în ritm mai rapid decât în climatele zonei pădurilor de foioase şi conifere şi a pajiştilor alpine (mai umede şi cu temperaturi mai scăzute) unde bioacumularea este mai lentă şi mai puţin intensă. Alterarea şi levigarea produşilor rezultaţi este mai puţin intensă în climatele cu regim pluviometric scăzut (stepă uscată) decât în climatele de regim pluviometric însemnat (zona de pădure şi zona alpină) unde pe fondul celor menţionate levigarea sărurilor solubile şi debazificarea complexului adsorbtiv, al solului este accentuată. Condiţiile climatice exercită o influenţă deosebită asupra proceselor de eluviere şi iluviere. Cu cât clima este mai umedă cu atât intensitatea acestor procese este mai mare. În zona cu stepă eluvierea este redusă ca intensitate, astfel încât CaCO 3 poate fi prezent încă de la suprafaţă (sol bălan), în timp ce în zonele de silvostepă, pădure şi alpină, pe fondul creşterii nivelurilor precipitaţiilor eluvierea este din ce în ce mai intensă (CaCO3) putând fi îndepărtat complet pe profil). De asemenea, în paralel, are loc o intensificare a migrării principalilor coloizi ai solului, cu formarea de orizonturi eluviale şi iluviale bine reprezentate. În formarea şi evoluţia solului clima acţionează prin componentele sale: precipitaţii, temperatură, umezeala atmosferică, insolaţia etc. Pentru a exprima legătura dintre climă şi sol sunt folosiţi diferiţi indici. În România este utilizat indicele de ariditate "de Martonne", exprimat prin relaţia: P I ar = T + 10 a)
Pedologie Iar - indice de ariditate; P - valoarea medie a precipitaţiilor, în mm; T - valoarea medie a temperaturii, în grade Celsius; 10 - coeficient pentru calculul Iar şi în cazurile în care valorile temperaturii sunt 00 C sau negative. Cu cât indicele de ariditate este mai mare, cu atât climatul este mai umed. În zona de stepă Iar are valori între 20 - 24, în zona de silvostepă 24 - 28, în zona de pădure 34 - 56, în zona subalpină şi alpină 56 - 110.
10.2. Influenţa vegetaţiei Gh. Munteanu-Murgoci a stabilit pentru prima dată între sol, climă şi vegetaţie un paralelism pedo-fito-climatic. În România sunt separate 3 zone de vegetaţie: – zona vegetaţiei de stepă; – zona vegetaţiei forestiere; – zona pajiştilor alpine. Zonele de vegetaţie sunt împărţite în subzone şi faciesuri de vegetaţie, cărora le corespund zone şi subzone de soluri. Zona de stepă cuprinde sudul Olteniei, sudul şi estul Munteniei, sudul şi estul Moldovei, Dobrogea centrală şi sudică şi vestul României (Banat şi Crişana), fiind împărţită în: a) subzona stepei propriu-zise şi b) subzona de tranziţie la zona forestieră. a) subzona stepei propriu-zise prezintă o vegetaţie ierboasă constituită primordial din Festuca valesiaca, Agropyron cristatum; Stepa capillata, Chrysopogon gryllus la care se adaugă după luarea în cultură, Poa bulbosa, Artemisia austriaca, Cynodon dactylon, Botrhiochlona ischaemum etc. b) subzona de tranziţie la zona forestieră este cunoscută şi sub denumirea de silvostepă şi antestepă. P. Enculescu a definit-o ca pe o subzonă continuă cu caractere de tranziţie de la stepă la pădure, funcţie de oscilaţiile condiţiilor climatice. Cuprinde sudul României şi Câmpia de vest (antestepa) şi Câmpia Moldovei şi Câmpia Transilvaniei (silvostepa). Solurile sunt reprezentate prin soluri de stepă şi soluri de pădure. Vegetaţia lemnoasă din silvostepă este reprezentată de stejar brumăriu (Quercus pedunculiflora), stejar pufos (Quercus pubescens), la care se adaugă Quercus cerris; Quercus frainetto, Fraxinus excelsior, Tilia tomentosa, Acer campestre. Zona forestieră cuprinde suprafeţe mari, diferite din punct de vedere geomorfologic, litologic, climatic şi pedoclimatic,. Este împărţită în: a) zona stejarului; b) zona fagului; c) zona coniferelor. a) zona stejarului cuprinde zona pădurilor din regiunile de câmpie, dealuri, podişuri şi piemonturi; b) zona fagului cuprinse suprafeţe întinse în regiunile de deal şi munte; c) zona coniferelor cuprinde nordul Carpaţilor Orientali şi a Carpaţilor Occidentali.
87
Zona alpină cuprinde suprafeţe restrânse pe plaiurile şi crestele munţilor (peste 1600 - 1700 m altitudine) şi se împarte în: a) subzona subalpină; b) zona alpină. a) subzona subalpină cuprinde zonele din Carpaţii Orientali (1700 -1800 m) şi Carpaţii Meridionali (2200 - 2400 m), cu pajişti de formaţie secundară, cu Festuca supina, Agrostis rupestris, Nardus stricta şi specii vegetale lemnoase ca: Pinus montana, Juniperus comunis, Rhododendron kotschyi. b) zona alpină prezintă pajişti alpine alcătuite din asociaţii de Carex, curvula, Festuca supina, Campanula alpina, cărora li se adaugă esenţe lemnoase pitice sau târâtoare de Salix herbaceea, Salix reticulata, Vaccinium vitis-idaea, V. mirtillus etc. Vegetaţia influenţează solificarea prin cantitatea şi calitatea resturilor organice (rădăcini, tulpini, frunze). Vegetaţia ierboasă reprezintă principala sursă de materie organică a solului. Prin sistemul radicular, plantele absorb din sol cantităţi însemnate de săruri minerale şi elimină diferite substanţe. Astfel se produce în sol un dezechilibru, între complexul adsorbant şi soluţia solului în primul caz şi intensificarea alterării rocilor şi mineralelor în cel de-al doilea caz. Resturile organice acumulate an de an la suprafaţa stratului de sol şi în orizontul de suprafaţă, constribuie prin transformarea lor în humus, la formarea şi evoluţia solului. Vegetaţia lemnoasă prezintă un sistem radicular profund. Consumul de săruri minerale în cazul vegetaţiei lemnoase este mai redus, accelerând astfel procesul de solificare. Vegetaţia lemnoasă influenţează procesul de pedogeneză în sensul eluvierii şi bioacumulării, cu formarea de soluri de tip podzol. În cazul unei vegetaţii de conifere (molid, pin etc.), soluri cu un conţinut redus de baze şi de humus puternic acid ce determină o alterare puternică a mineralelor din sol.
10.3. Influenţa organismelor şi microorganismelor Procesul de transformare a materiei organice în substanţe minerale de nutriţie are loc sub influenţa organismelor şi microorganismelor din sol. Acestea sunt reprezentate în sol de alge, bacterii, ciuperci, actinomicete, râme, furnici, insecte, larve, rozătoare etc. După moartea acestora solul se îmbogăţeşte în substanţe proteice cu rol deosebit în formarea humusului. În urma descompunerii resturilor organice de către microorganisme, în sol se formează produşi simpli de genul acizilor organici, NH3, CO2, H2S, CH4, H, cu rol în alterarea părţii minerale. De asemenea, ca urmare a transformării materiei organice din sol de către microorganisme, rezultă şi o parte minerală (Si, Fe, Al, P, Ca, Mg, Na, K), cu rol deosebit în formarea solului.
10.4. Influenţa rocii (materialul iniţial de solificare) Influenţa rocii în procesul îndelungat de formare şi evoluţie a solurilor depinde de starea de afânare sau compactizare, alcătuirea granulometrică, mineralogică şi chimică a acesteia. Starea de afânare sau compactizare influenţează solificarea în sensul profunzimii de manifestare. În cazul unor roci afânate, grosimea solificării este mai mare decât în cazul
Pedologie unor roci masive, compacte. Roca de solificare (materialul parental) constituie baza anorganică, care prin procese pedogenetice este transformată în mod continuu în orizonturi genetice. În cazul unor regiuni montane, rocile sunt masive, compacte, dezagregarea şi alterarea acestora este slabă cu formare de orizonturi subţiri, bine evidenţiate. Alcătuirea granulometrică a rocilor de solificare influenţează proprietăţile fizice, chimice şi morfologice. Pe rocile argiloase, ce prezintă permeabilitate redusă, se formează soluri bogate în humus şi în elemente nutritive, cu o debazificare redusă şi cu un profil mai scurt. Pe rocile nisipoase cu permeabilitate ridicată se formează soluri cu un profil puternic dezvoltat, mai sărace în humus, cu orizonturi mai slab diferenţiate. Din punct de vedere mineralogic pe rocile hiperacide cu un conţinut ridicat de SiO2 (pietrişuri cuarţoase, cuartite, gresii silicioase etc.) în care conţinutul de minerale este redus (alterarea este greoaie) se formează soluri cu fertilitate redusă. În condiţii de umiditate excesivă aceste soluri evoluează spre podzolire. În cazul rocilor acide (granite, granodiorite, riolite, gnaise etc.) care provin din cuarţ şi silicaţi se formează, de asemenea, soluri cu fertilitate scăzută, ce prezintă tendinţa de acidifiere şi podzolire. Solurile formate pe roci bazice (gabrouri, bazalte, diabaze) prezintă un conţinut ridicat de minerale argilice şi baze, având cu fertilitate bună. Compoziţia chimică a rocii imprimă un ritm mai rapid sau mai lent procesului de solificare. Un rol important îl prezintă carbonatul de calciu. F. Marbut clasifică solurile în funcţie de CaCo3 în două grupe: a) soluri pedalfer; b) soluri pedocal. a) Solurile pedalfer sunt formate pe roci fără Ca CO3, prezintă o evoluţie rapidă şi morfologia evoluată, au reacţie acidă, un grad de saturaţie în baza scăzut, deci o fertilitate redusă. b) Solurile pedocal conţin CaCo3, evoluţia este îndelungată (alterarea începe cu spălarea CaCO3), evoluţia este incipientă (rendzine). Solurile care se formează pe rocile salifere (marne salinizate, prezintă în fazele incipiente un conţinut ridicat de săruri (CaSO4; Na2SO4; NaCL; CaCl2) încă de la suprafaţa după care treptat, ca urmare a levigării sărurilor solubile, evoluează către o salinizare de adâncime.
10.5. Influenţa reliefului Relieful constituie spaţiul de manifestare a procesului de solificare. Acesta contribuie la diferenţierea solificării prin unităţi geomorfologice mari (câmpie, deal, podiş, munte), cât şi prin unităţile cu mezo şi microrelief (versanţi, depresiuni, suprafeţe plane). Relieful României este relativ restrâns fiind extins doar pe 4 - 50 latitudine. Dacă acest relief ar fi uniform, condiţiile climatice, vegetaţia naturală, precum şi solurile ar fi relativ uniforme. Variaţia microreliefului (în sens altitudinal) determină modificări climatice şi de vegetaţie,. Pe măsura creşterii altitudinii reliefului, clima devine din ce în ce mai umedă şi
89
mai rece, în timp ce vegetaţia se modifică de la ierbacee de stepă, la o vegetaţie de silvostepă, de pădure şi de pajişti alpine, contribuind la variaţia învelişului de sol. Între altitudinea formelor de relief şi tipurile de sol care se formează se poate stabili o corespondenţă pedoaltimetrică. Astfel, între 8 - 200 m se pot forma soluri bălane, cernoziomuri între 180 - 250 m cernoziomuri cambice, cernoziomuri argiloiluviale; între 250 - 550 - soluri argilo-iluviale brune tipice şi luvice; între 550 - 750 - luvisoluri albice; între 750 - 1100 - soluri montane şi podzoluri humicoferiiluviale şi între 1100 - 2550 m soluri alpine şi podzoluri humico-feriiluviale. Mezo şi microrelieful influenţează solificarea prin neuniformităţile acestora la nivelul unor areale restrânse (suprafeţe plane, înclinate sau depresionare). În cazul suprafeţelor plane, cantitatea de apă de origine pluvială corespund cuantumului de precipitaţii din zonă. În cazul terenurilor în pante, levigarea este mai redusă, profilele sunt scurte, orizonturile mai slab diferenţiate deoarece o parte din precipitaţii se pierde prin infiltraţii laterale şi scurgeri de suprafaţă. În zonele depresionare, umiditatea este mai mare (la apa din precipitaţii se adaugă şi apa scursă din împrejurimi), levigarea este accentuată, orizonturile sunt lungi şi bine diferenţiate. Relieful acţionează în procesul de solificare şi prin intensitatea proceselor de eroziune, transport şi depunere. În unele cazuri, eroziunea este foarte puternică având loc o întinerire continuă a reliefului caz în care (solificarea nu poate avea loc). Orice modificare survenită în cadrul reliefului, determină schimbări în formarea şi evoluţia unui sol.
10.6. Influenţa apelor freatice şi a apelor stagnate Prezenţa apei determină şi influenţează formarea şi evoluţia unui sol (dezagregarea şi alterarea, bioacumularea, eluvierea-iluvierea etc.). Majoritatea solurilor se formează şi evoluează în condiţii normale de umiditate (influenţa precipitaţiilor atmosferice). Există cazuri în care solificarea decurge în condiţiile unui exces de apă: zone cu precipitaţii abundente alcătuite din material fin cu permeabilitate redusă, terenuri joase, depresionare, zone supuse frecvent inundaţiilor etc. Excesul de apă poate fi freatic (pânze de apă situate în scoarţă la adâncimi mici, aproape de suprafaţă şi pluvial (ape stagnante acumulate din precipitaţii). În aceste condiţii, indiferent de natura excesului de apă, solificarea prezintă anumite particularităţi. Astfel, solificarea are loc în condiţiile unei aeraţii slabe, cu manifestarea proceselor de reducere care determină un aspect marmorat, pătat al orizonturilor (formarea unor compuşi reduşi de fier şi mangan). În cazul excesului de apă de pracipitaţii, stagnantă la nivelul unui orizont slab permeabil se manifestă procesele de pseudogleizare, iar în cazul apelor freatice stagnante, procesele de gleizare. În cazul unor ape freatice mineralizate situate la adâncime critică sau subcritică are loc o acumulare cu săruri de sodiu sub formă de cloruri şi sulfaţi cu intensificarea procesului de salinizare şi a procesului de alcalizare în cazul saturării argilei din sol cu ioni de sodiu (formarea carbonatului de sodiu). În aceste cazuri se formează soluri specifice (hidromorfe şi halomorfe).
Pedologie 10.7. Rolul timpului Solul este rezultatul acţiunii de solificare manifestate în timp. Noţiunea de "vârstă a solului" a fost menţionată şi introdusă de pedologul rus V.V. Docuceaev. Sub aspectul timpului de evoluţie sau vârstă în formarea unui sol deosebim o vârstă absolută şi o vârstă relativă. Vârsta absolută a unui sol reprezintă timpul scurs de la apariţia la zi a rocii în contact cu factorii pedogenetici şi până în momentul studierii solului respectiv. Pentru stabilirea vârstei absolute sunt utilizate date geologice, preistorice şi istorice. Studiind formaţiunii geologice pe care s-au format şi evoluat solurile putem deduce vârsta absolută a acestora (ex: loessurile au apărut în perioadele interglaciare). Cu ajutorul datelor preistorice, datorită descoperirii şi datării unor urme ale civilizaţiilor trecute putem stabili vârsta absolută a unui sol. Pe lângă acestea în stabilirea vârstei absolute ne putem ajuta şi de anumite date istorice (ex: solurile găsite în Valu' lui Traian au o vârstă absolută de circa 2000 ani). Vârsta relativă face referire la solurile ce prezintă diferenţieri mai mici sau mai mari faţă de solurile din regiune, datorate anumitor factori de solificare (rocă, relief). Solul care prezintă un profil mai puţin evoluat decât solurile dintr-o anumită zonă au o vârstă relativă, putând fi considerate soluri tinere sau mai exact "soluri neevoluate sau soluri incipient evoluate" (ex: în silvostepa Moldovei pe platou se găsesc cernoziomuri cambice, iar pe panta datorită faptului că apa de precipitaţii se scurge, în mare parte, se întâlnesc soluri cu vârstă relativă, mai tânără, de tip cernoziom, cu toate că materialul parental a apărut la zi în ambele cazuri în acelaşi timp.
10.8. Influenţa omului În urma intervenţiei antropice solul prezintă o transformare permanentă. Acţiunea antropică în modificarea evoluţiei naturale a solului se desfăşoară prin: a) îndepărtarea sau înlocuirea vegetaţiei spontane (ierboasă şi lemnoasă); b) luarea în cultură a solului şi aplicarea lucrărilor agrotehnice; c) aplicarea îngrăşămintelor chimice şi a amendamentelor; d) executarea lucrărilor de desecare, drenaj şi irigare; e) aplicarea lucrărilor antierozionale;. a) Prin defrişarea pădurilor şi desţelenirea pajiştilor pe versanţi şi folosirea neraţională a acestora în cultura plantelor, se intensifică manifestarea procesului de eroziune, cu scoaterea din circuitul agricol a acestor terenuri, având ca rezultat final distrugerea solului. b) Prin luarea în cultură, a terenurilor omul a înlăturat vegetaţia naturală iniţială, având influenţe în frânarea sau întreruperea procesului natural de bioacumulare cu impact negativ în solificare. Lucrările agrotehnice obişnuite, prin afânarea orizontului de bioacumulare, determină o intensificare a mineralizării cu efect în micşorarea conţinutului de humus. În urma lucrărilor agrotehnice speciale (desfundări, desfundări) sunt determinate modificări profunde asupra solului.
91
c) Ca urmare a aplicării sistematice a îngrăşămintelor şi amendamentelor, solurile sărace în substanţe nutritive şi cu reacţie necorespunzătoare sunt transformate în soluri fertile. d) Prin desecări, drenări şi irigaţii, este înlăturat excesul de apă (soluri hidromorfe) sau excesul de săruri (soluri halomorfe) sunt îmbunătăţite condiţiile aerohidrice, asigurându-se o evoluţie normală a acestor soluri. e) Aplicarea măsurilor antierozionale determină modificări ale condiţiilor de solificare atât pe pante, cât şi la baza acestora. Ex: pe terase sau pe agroterase se găsesc soluri mai evoluate morfologic şi fizico-chimic decât în cazul pantelor neterasate. Prin cunoaşterea procesului natural de formare şi evoluţie a solului intervenţia antropică poate dirija prin măsuri tehnice adecvate favorizarea laturilor pozitive şi înlăturarea celor negative (exploatare neraţională a fondului funciar prin despăduriri şi desţeleniri, lucrări agrotehnice necorespunzătoare, irigări cu norme greşite sau ape mineralizate). CAPITOLUL XI SISTEMUL ROMAN DE CLASIFICARE A SOLURILOR
11.1. Denumirea solurilor Taxonomia pedologică utilizează criteriul biomorfogenetic de clasificare, pe baza faptului că solul este un corp natural constituit din minerale, roci şi materie organică vie şi moartă ce se găseşte într-o continuă transformare. Solurile sunt denumite după diferite orientări: a) după zona climatică şi fitopedogeografică (pe baza principiului paralelismului fitopedoclimatic şi legii zonalităţii orizontale şi verticale - V.V. Docuceaev), deosebim: soluri de stepă uscată; de silvostepă, de pădure, montane şi alpine; b) după culoarea solului în orizontul A (pe baza amestecului dintre cantitatea de materie organică şi partea minerală), deosebim: cernoziomuri (castanii şi ciocolatii) şi soluri de pădure (cenuşii, brun-roşcate, brune), podzoluri etc.; c) după factorul pedogenetic deosebim: soluri hidromorfe (influenţate de excesul de apă freatică sau pluvială stagnantă (ex: lăcovişti, gleice, pseudogleice etc. şi soluri litomorfe, influenţate de materialul parental sau roca generatoare de sol (rendzina, pseudorendzina); d) după caracteristicile chimice, respectiv gradul de alterare al complexului adsorbtiv, reacţia solului, cantitatea de humus, prezenţa sau absenţa carbonaţilor. Ex: după intensitatea alterării complexului adsorbtiv avem soluri eubazice, mezobazice şi oligobazice; e) după acumulări de solificare caracteristice. Ex: solurile care conţin cantităţi mari de săruri solubile pe profil sunt cunoscute sub denumirea de soluri halomorfe. f) după natura formelor de relief: sol de luncă, sol de coastă etc. g) după localitate în cazul unei deosebiri morfologice şi în special fizico-chimice. Ex: cernoziomul de Mileanca;
Pedologie h) după asociaţia vegetală în special cazul solurilor din luncile râurilor. Ex: soluri cu Puccinellia distans, cu Statice gmelini etc.
11.2. Clasificarea solurilor României Prima încercare de clasificare a solurilor în România s-a făcut în 1911 (Gh. Murgoci). Progresele înregistrate în domeniul pedologiei (pe plan naţional şi internaţional) au determinat elaborarea în 1979 de către I.C.P.A. (Institutul Central de Pedologie şi Agrochimie), pe baza unei largi consultări cu specialiştii din I.C.P.A., învăţământ superior, din M.A.I.A. şi din cadrul O.J.S.P.A. a unui nou sistem de clasificare. Acest sistem prezintă unităţi taxonomice de nivel superior, clasa, tipul şi subtipul), iar la nivel inferior: (varietatea, familia, specia şi varianta). Pentru identificarea şi stabilirea unităţilor taxonomice de sol sunt utilizate orizonturi diagnostice şi caractere diagnostice (orizonturi pedogenetice şi însuşiri sau grup de însuşiri utilizate în definirea unei unităţi taxonomice). Clasificarea solurilor la nivel de clasă şi tip Clasa 1. Molisoluri
2. Argiloiluvisoluri
3. Cambisoluri 4. Spodosoluri 5. Umbrisoluri
Soluri hidromorfe
Orizont sau caracter diagnostic Orizont A molic şi orizont subiacent având culori de orizont molic cel puţin în partea superioară
Tipuri de sol
1.1. Sol bălan 1.2. Cernoziom; 1.3. Cernoziom cambic 1.4. Cernoziom argiloiluvial; 1.5. Sol cernoziomoid; 1.6. Sol cenuşiu; 1.7. Renzină; 1.8. Pseudorendzină Orizont B argiloiluvial 2.1. Sol brun-roşcat; (fără a se îndeplini condiţia 2.2. Sol brun argiloiluvial de la clasa 1) 2.3. Sol brun-roşcat luvic 2.4. Sol brun-luvic 2.5. Luvisol albic 2.6. Planosol Orizont B cambic (fără a se 3.1. Sol brun eu-mezobazic; îndeplini condiţia de la 3.2. Sol roşu (terra rossa); clasele 1, 5, 6, 7) 3.3. Sol brun acid Orizont B spodic 4.1. Sol brun feriiluvial 4.2. Podzol Orizont A umbric şi 5.1. Sol negru acid orizont subiacent având 5.2. Andosol culori de orizont umbric 5.3. Sol humicosilicatic cel puţin în partea superioară Orizont G (gleic) sau W 6.1. Lăcovişte (pseudogleic) 6.2. Sol gleic 6.3. Sol negru clino-hidromorf 6.4. Sol pseudogleic
93
Clasa 7. Soluri halomorfe 8. Vertisoluri 9. Soluri neevoluate, trunchiate sau desfundate
10. Soluri organice (histosoluri)
Orizont sau caracter diagnostic Orizont sa (salic) sau na (natric) Orizont vertic Orizont A (în genere slab format) urmat de material parental; sau profil intens trunchiat ori deranjat prin desfundare
Orizont turbos
Tipuri de sol 7.1. Solonceac 7.2. Soloneţ 8;.1. Vertisol 9.1. Litosol 9.2. Regosol 9.3. Psamosol 9.4. Protosol aluvial 9.5. Soluri aluviale 95. Erodisol 97. Coluvisol 98. Sol desfundat 99. Protosol antropic 01. Sol turbos
11.2.1. Clasificarea solurilor la nivel superior În tabelul 9.1. sunt redate cele 10 clase şi 39 de tipuri de sol, cu menţionarea orizonturilor şi caracteristicilor diagnostice pentru toate tipurile de sol. La nivel de subtip de bază clasificarea I.C.P.A. stabileşte 233 de subtipuri, rezumând un total de 470 subtipuri de bază şi combinate. 11.2.2. Clasificarea solurilor la nivel inferior Varietatea de sol reprezintă o subdiviziune a tipului de sol ce rezultă pe baza unor caracteristici particulare neconsiderate la nivel superior (ex: caracter de orizont Bt necarbonatat), grad de gleizare, pseudogleizare, salinizare, alcalizare, conţinut de CaCO 3, grad de eroziune, colmatare etc. Familia de sol realizează o diviziune a subtipului şi varietăţii de sol funcţie de natura materialului parental şi de textura acestuia. Special de sol realizează o subîmpărţire funcţie de textura şi eventual de conţinutul în schelet pentru solurile minerale şi de gradul de transformare a materiei organice pentru solurile organice. Varianta de sol este o subdiviziune determinată de modul de folosinţă al terenului şi de alte modificări ca urmare a utilizării lui în producţie. . CAPITOLUL XII CLASA MOLISOLURI Cuprinde soluri care au ca diagnostic un orizont A molic şi un orizont subiacent care prezintă cel puţin în partea superioară, culori de orizont molic. Molisolurile s-au format predominant, în condiţii bioclimatice ale stepei (vegetaţie cu ierburi) şi silvostepei (vegetaţie ierboasă şi lemnoasă) din aria câmpiilor periferice şi a dealurilor joase. Pe suprafeţe restrânse, molisolurile se întâlnesc şi în zona montană, dar numai pe sedimente calcaroase sau bogate în elemente bazice. Ele ocupă o suprafaţă totală de 27,7%
Pedologie (6.330.000. ha) din suprafaţa totală a României, cea mai largă răspândire având cernoziomurile cambice (8,8%), urmate de cernoziomuri (8,7%).
12.1.Solurile bălane (SB) * cunoscute şi sub denumirea de “soluri brune de stepă uscată”, se definesc printr-un orizont “Am” de culoare brună (în stare umedă), un orizont “A/C” de culoare brună mai deschisă şi un orizont “Cca”. Solurile bălane ocupă în România o suprafaţă de circa 205.000 ha fiind răspândite cu precădere în Dobrogea pe terenuri plane sau slab înclinate (culmi domoale şi versanţi prelungi) la altitudini mai mici de 150 m, în zone cu climat semiarid (Pma**: 350 ÷ 430 mm şi Tma***: 10,7 ÷ 11,30C) pe loess sau depozite loessoide sub influenţa unei vegetaţii de plante xerofile (Stipa joanis – Colilie, Festuca valesiaca – Firuţa, Artemisie austriaca – Pelinul). Ariditatea climatului determină o slabă levigare a sărurilor greu solubile (CaCO3) şi o slabă alterare a părţii minerale. Condiţiile de ariditate influenţează levigarea slabă a carbonatului de calciu (motiv pentru care solul face efervescenţă cu soluţie de HCl – 1/3 chiar de la suprafaţă) suficient pentru schiţarea orizontului C carbonato-acumulativ (Cca).Conţinutul scăzut de humus (circa 2%) format prin humificarea cu întreruperi a materiei organice (vara - datorită secetei, iarna – datorită gerurilor) explică culoarea brună deschisă a orizontului A molic. Profilul de sol prezintă următoare succesiune a orizonturilor: Am – A/C – Cca. Orizontul “Am” (30 – 40cm) are culoarea brună deschisă în stare umedă, textură mijlocie, structură glomerulară sau granulară, frecvente neoformaţii biogene (coprolite, cervotocine, crotovine). Orizontul “A/C” (15 – 25 cm) are culoare brună cenuşie mai deschisă decât orizontul supraiacent, structură glomerulară, frecvente neoformaţii biogene şi de carbonat de calciu. Orizontul “Cca” are culoare gălbuie şi frecvente concreţiuni mici şi pseudomicelii de CaCO3. Având o textură mijlocie şi proprietăţi hidrofizice (capacitate de apă în câmp, capacitate de apă utilă, capacitate de apă uşor acesibilă), fizice (porozitate totală, porozitate de aeraţie, porozitate drenantă, densitate aparentă) şi fizico mecanice (rezistenţa solului la arat) bune, solurile bălane se lucrează uşor, intervalul optim de umiditate pentru executarea lucrărilor este mare. Lucrările se pot executa mecanizat deoarece pantele sunt mici. Conţinutul scăzut de humus şi de elemente nutritive, deficitul mare de umiditate impune aplicarea irigaţiilor şi administrarea îngrăşămintelor organice şi minerale. Solurile bălane au categoria de folosinţă arabil (grâu, porumb, sorg, sparcetă), iar în unele locuri şi pentru plantaţii de cais, persic, migdal, cireş, nuc. Părul şi mărul se dezvoltă satisfăcător numai în condiţii de irigare. 12.2. Cernoziomul (CZ) – pământ negru – se defineşte printr-un orizont “Am” de culoare închisă, un orizont “A/C“ şi un orizont “Cca”. * - Simbolul solului pe hartă pedologică;
95
** - Precipitaţii medii anuale (Pma); *** - Temperaturi medii anuale(Tma).
În România, cernoziomul ocupă o suprafaţă de circa 2.060.000 ha răspândită în Câmpia Română, Câmpia Moldovei şi Podişul Moldovei pe suprafaţe plane de cîmpie, dealuri şi piemonturi joase, pe loessuri, depozite loessoide, luturi, aluviuni vechi, depozite nisipoase, sub influenţa vegetaţiei de ierburi înalte care formează un covor vegetal continuu (Festuca valesiaca – Păiuşul de stepă, Poa pratensis – Firuţa cu bulbi, Agropyron cristatum – Pirul). Cantitatea mare de material organic rămas în sol după încheierea ciclului de vegetaţie este transformată, sub influenţa predominantă a bacteriilor, rezultând humus de tip “mult calcic” care se acumulează pe adâncimi mari imprimând solului culoare închis. Apa din precipitaţii, străbătând profilul de sol îndepărtează sărurile uşor solubile; carbonatul de calciu, parţial levigat către orizontul A/C, poate fi întâlnit şi la baza orizontului “Am” sau chiar în partea superioară a acestuia. Profilul de sol al cernoziomului prezintă alcătuirea: “Am” – “A/C - “Cca”. Orizontul “Am” (40 – 50 cm) are culoare închisă (negricioasă) textură lutoasă sau lutoargiloasă, structură glomerurală sau poliedrică subangulară (în stratul arabil), frecvente neoformaţii biogene (crotovine, cervotocine, coprolite). Orizontul A/C (15 – 25) prezintă o culoare brună închisă, structură glomerurală, frecvente pete şi pseudomicelii de CaCO3. Orizontul “Cca” apare la adâncime de 60-70cm având o culoare gălbuie şi concreţiuni albicioase de CaCO3. Sub vegetaţia ierboasă naturală cernoziomurile conţin 6-10% humus conţinut care scade cu câteva procente pe suprafeţele cultivate. Textura mijlocie (echilibrată) şi structura granulară stabilă asigură o aeraţie bună şi o permeabilitate bună pentru apă si aer, o bună capacitate de reţinere a apei utile şi o rezistenţă mai mică la lucrările solului. În perioadele secetoase iulie- octombrie cernoziomurile sunt afectate de un deficit de apă, motiv pentru care se impune aplicare irigaţiilor. Pentru refacerea şi menţinerea fertilităţii solului, este necesară îngrăşarea organică şi minerală. Cernoziomurile se cultivă cu grâu, porumb, floarea soarelui, sfeclă de zahăr, se pretează şi pentru legumicultură şi pomi.
12.3. Cernoziomul cambic (CC), cunoscut şi sub denumirea de : cernoziom levigat se defineşte printru orizont “Am” de culoare închisă şi un orizont “Bv” având, cel puţin în partea superioară culori de orizont molic cu crome mai mici de 3,5 în stare umedă. Cernoziomul cambic ocupă în România o suprafaţă de cca. 2.100.000 ha răspândită pe areale întinse în Câmpia Română, Câmpia de Vest, Câmpia Transilvaniei şi Câmpia Jijia Bahlui pe un relief plan sau slab înclinat cu altitudini de 40 – 550 m într-un climat cu Pma de 500-600 mm şi Tma de 8,3 – 11,5 oC. Vegetaţia caracteristică acestor soluri este cunstituită din pâlcuri rare de stejar pufos şi stejar brumariu alternând cu suprafeţe
Pedologie acoperite de specii ierboase (Stipa joaninis, Antropogon ischoemum, Poa bulbosa etc.) pe un material parental reprezentată de loes, depozite loessolide, luturi şi chiar nisipuri. Procesele pedogenetice de formare a cernoziomurilor cambice sunt: bioacumularea şi argilizarea. Bioacumularea este favorizată de abundenţa precipitaţiilor, plusuri de apă din crovuri şi de prezenţa cationilor de Ca 2+ care conferă stabilitate fracţiunilor humice. Argilizarea constă în alterarea mineralelor primare după îndepărtarea CaCO3 şi formarea hidroxizilor şi oxizilor de Fe care imprimă orizontului o culoare cu tentă mai roşietică. Profilul de sol prezintă următoarea alcătuire: Am – Bv – Cca. Orizontul “Am” (4055 cm) are o culoare brună închisă până la negru în stare umedă, textură mijlocie sau mijlociu-fină, structură glomerulară şi frecvente neoformaţii biogene (coprolite, cervotocine, crotovine).Orizontul “Bv” (30-60cm) are culoare închisă în partea superioară urmată de culoare brun gălbuie, textură mijlocie sau mijlociu-fină, structură columnoidă, prismatică şi frecvente neoformaţii biogene. Orizontul “Cca” are culoare mai deschisă datorită acumulării de CaCO3 sub formă de pete şi concreţiuni (face efervescenţă puternică cu HCl 1:3) nu este sructurat (structură masivă). Cernoziomurile cambice au textură mijlocie sau mijlociu-fină şi mai rar sunt nisipoase sau argiloase. Structura este glomerulară bine dezvoltată conferind acestui sol o permeabilitate bună pentru apă şi aer şi totodată valori medii ale indicilor hidrofizici (capacitate de apă în câmp şi capacitate de apă utilă). Humusul (3-5 % în sol) este de bună calitate de tip “mull calcic”, gradul de saturaţie în baze depăşeşte 85%, reacţia solului este slab acidă sau neutră, valorile pH-lui fiind cuprinse între 6 şi 7. Cernoziomurile cambice au fertilitate bună fiind cultivate cu cereale (grâu, porumb), plante tehnice (floarea soarelei, sfeclă de zahăr) legume, vii şi pomi. Aplicarea irigaţiilor pentru completarea deficitului de apă în perioadele secetoase, administrarea îngrăşămintelor organice şi minerale contribuie la obţinerea unor producţii mari.
12.4. Crenoziomul argiloiluvial (CI) cunoscut şi sub denumirea de “cernoziom levigat cu degradare texturală” şi “cernoziomuri argilice” se definesc printr-un orizont “Am” cu crome mai mici decât 2 şi un orizont “Bt” care are, cel puţin în partea superioară, culoare de orizont molic (crome < 3,5 la umed). Acest tip de sol ocupă în România o suprafaţă de 630.000 ha în continuarea cernoziomurilor, spre zone mai umede (Tma = 8,5 ÷ 10,5 oC; Pma = 550 ÷ 600 mm) pe relief de câmpie, podişuri şi dealuri joase la altitudini de până la 550 m pe suprafeţele netede înclinate sau cu aspect depresionar, pe loess, luturi loessoide şi mai rar pe materiale argiloase şi pietrişuri calcaroase, sub influenţa vegetaţiei abundente de silvostepă cu o pondere mai mare o vegetaţiei forestiere (Ştejar brumăriu, Cer, Gârniţă) datorită climatului mai umed. Procesele de humificare sunt mai puţin intense, iar cele de levigare şi migrare a coloizilor liberi sunt mai accentuate decât la cernoziomurilor cambice. Profilul solului prezintă următoarea alcătuire: Am-Bt-C sau Cca. Orizontul “Am” (35-45) are culoare închisă până la neagră (la umed), textură mijlocie până la fină, structură 97
granulară, frecvente cervotocine, coprolite şi cornevine. Orizontul “Bt” (grosime până la 100 cm) are culoare brună închisă, cel puţin în partea superioară şi brună gălbuie spre bază, textură mijlocie fină, structură prismatică, cu evidente pelicule de argilă la suprafaţa elementelor structurale. Orizontul “Cca” are culoare gălbuie albicioasă datorită frecventelor neoformaţii de CaCO3 sub formă de pete, concreţiuni şi micelii. Cernoziomul argiloiluvial are o textură luto-argiloasă diferenţiată pe profil, structură bine dezvoltată, conţinut în humus de 3-5 %, reacţie acidă până la neutră, grad de saturaţie în baze de peste 70%. Însuşirile fizico-chimice (deşi sub nivelul celor de la cernoziomul cambic) sunt bune şi, alături de regimul pluviometric favorabil, fac din cernoziomul argiloiluvional un sol pretabil pentru toate folosinţele (culturi de câmp, legume, vii, pomi). În perioadele secetoase sunt necesare irigaţiile; îngrăşămintele organice şi minerale aduc sporuri însemnate de recoltă.
12.5.Solurile cernoziomoide (CM), cunoscute şi sub denumirea de “pratoziomuri” sau “brunizemuri” se definesc printr-un orizont “Am” cu crome mai mici decât 2 la umed, un orizont “A/C” sau “B” de culoare închisă de orizont molic, cel puţin în partea superioară, prezenţa peliculelor organo-minerale în orizontul “A/C” sau “B” şi diferenţa mai mare de culoare între starea umedă şi cea uscată. Aceste soluri ocupă în România o suprafaţă de circe 135.000 ha în zone umede şi răcoroase (Pma =700÷ 900 mm, Tma =7÷ 8ºC) în condiţiile unui relief de podiş şi depresiuni (Podişul Sucevei, Subcarpaţii Moldovei, Depresiunile Tg. Secuiesc, Sf. Gheorghe, Braşov, Neamţ) pe suprafeţe plane, versanţi sau areale depresionare, pe depozite loessoide, luturi argiloase, argile marnoase loessidizate, sub influenţa vegetaţiei ierboase abundente de fâneaţă (Oxalis acetosella, Rumex acetossela – Măcrişul, Myosotis palustris – Nu mă uita, etc) Procesele de solificare se caracterizează prin bioacumulare intensă şi formarea humusului de tip “ mull calcic”, migrarea coloizilor de humus şi argilă din orizontul “A” şi depunerea acestora la nivelul orizontului “Bt” sub formă de pelicule organo-minerale pe feţele elementelor structurale, în fisuri sau pe pereţii porilor. Îndepărtarea parţială a coloizilor de humus din orizontul “A” este cauza diferenţei mari de culoare între starea umedă şi cea uscată a probei de sol. Profilul solului cernozimoid prezintă următoarea alcătuire: Am – A/C – C; Am – Bv – C; Am – Bt – C. Orizontul “Am” (40 – 60 cm) are culoare negricios brun închisă în stare umedă şi brună cenuşie în stare uscată, textură mijlocie sau mijlociu-grosieră, structură granulară, trecere treptată. Orizontul “A/C”, “Bv” sau “Bt” are, cel puţin în partea superioară, culori închise de “Am”, structură poliedrică subangulară sau prismatică. Orizontul “Bv” (“Bt”) are culoare brună gălbuie, structură columnoid prismatică sau prismatică. Orizontul “C” sau “Cca” apare la adâncimea de 160-180 cm, are structură masivă, conţine pete şi vinişoare de CaCO3. Solurile cernoziomoide au un orizont humifer (Am) bine dezvoltat cu structură granulară, conţinut de humus de 3,5-6,5 %, bine aprovizionat cu elemente nutritive, grad de
Pedologie saturaţie în baze mai mare de 70%, reacţie slab acidă. Ele sunt cultivate cu cartof, sfeclă de zahăr, in fuior, cânepă; se pretează pentru pomi şi legumicultură. În anii ploioşi apar pe aceste soluri fenomene de stagnare a apei, necesitând lucrări de drenare de suprafaţă. Prin fertilizare cu îngrăşăminte organice şi minerale se obţin sporuri însemnate de producţie.
12.5. Solurile cenuşii (CN) cunoscute în clasificările anterioare (1973, 1976) ca “soluri cenuşii de pădure” se definesc printr-un orizont “Am”, un orizont “Ame” cu acumulări reziduale de cuarţ şi un orizont “Bt” având în partea superioară culori de orizont molic (brună închisă). În România solurile cenuşii ocupă o suprafaţă de circa 560.000 ha, cu precădere în estul ţării (Podişul Sucevei, Podişul Bârladului, Depresiunea Cracău -Bistriţa) făcând tranziţia de la cernoziomuri cambice şi argiloiluviale la argiluvisoluri formate în zone mai umede. Ele s-au format în zone cu climat mai umed şi mai răcoros decât cernoziomurile cambice (Pma =640÷ 660 mm, Tma =7÷ 9ºC), pe interfluvii, terase, versanţi slabi înclinaţi sub influenţa vegetaţiei pădurilor de stejar în amestec cu tei, arţar, asociate cu plante ierboase cum ar fi: Poa nemoralis, Asarum europaeum, Dactylis glomerata, etc, pe material parental reprezentat de depozite loessoide, loess, luturi, depozite nisipoase. Procesul de pedogeneză, se caracterizează prin bioacumulare intensă şi formarea humusului de tip mull calcic, migrarea coloizilor liberi şi a celor depuşi sub formă de pelicule pe particule grosiere rezultând un orizont cu eluviere slabă “Ame” şi un orizont argiloiluvial “Bt”. Solurile cenuşii au un profil dezvoltat cu următoarea alcătuire: Am-Ame-Bt-C sau Cca. Orizontul “Am” (20-30 cm) are culoare brună cenuşie închisă, textură mijlocie sau fină (argilă =20-36 %) şi structură poliedrică subangulară. Orizontul “Ame” (10-25 cm) are culoare brună cenuşie mai deschisă decât în orizontul “Am”, textură mai grosieră datorită eluvierii parţiale a particulelor fine, structură poliedrică subangulară şi frecvente particule nisipoase fără peliculă coloidală. Orizontul “Bt” (70-80 cm) are culoare gălbui închisă, textură fină, structură prismatică, frecvente pete de oxizi de fier şi concreţiuni ferimanganice. Textura solului cenuşiu este mijlocie sau mijlociu fină în orizontul “Ame” înregistrându-se o uşoară scădere a procentului de argilă şi o creştere la nivelul orizontului “Bt”. Conţinutul în humus este de 3-4%, cel de azot total este ridicat, reacţia slab acidă, saturaţia în baze bună (65-90 %). Fertilitatea este bună. Utilizare: culturi de câmp (cereale, plante tehnice) şi viticole (podgoriile Pietroasele, Odobeşti, Nicoreşti, Panciu). Pentru producţii mari se recomandă: irigaţii, combaterea eroziunii, fertilizare organică şi minerală.
12.7. Rendzina (RZ) se defineşte printr-un orizont “Rrz” în primii 150 cm, un orizont “Am” de culoare închisă şi un orizont de tranziţie A/R. Rendzinele ocupă în România o suprafaţă de 340.000 ha răspândită în întreg spaţiu geografic al ţării cu precădere în zone montane, submontane şi de podiş în condiţii variate de relief şi altitudini (de la 200-1800 m) de vegetaţie (de la stepă până la pajişti alpine) şi de climă (Pma =350÷ 1400 mm, Tma =2÷ 11,5ºC). 99
Condiţia determinantă pentru formarea rendzinelor o constituie materialul parental calcaros sau bogat în elemente bazice (calcar, gips, dolomit, serpentinite). Conţinutul ridicat de “schelet” (material alcătuit din fragmente mari de 2 mm) calcaros, prin dizolvare treptată, eliberează continuu ioni de calciu care saturează complexul adsorbtiv, neutralizează acizii humici, formând complexe organo-minerale stabile de “humat de calciu”. Rocile de solificare, fiind masive, consolidate, determină formarea unui profil cu grosime mică şi cu un conţinut ridicat de schelet. Profilul rendzinelor are următoarea alcătuire: “Am” – “A/R” – “Rrz”. Orizontul “Am” (20 – 40 cm) are culoare neagră până la brună cenuşie, textură mijlocie, structură glomerulară şi material scheletic frecvent. Orizontul A/R (10 – 15 cm) este format din material scheletic şi material solificat cu însuşiri similare materialului din orizontul “Am”. Orizontul “Rrz” este constituit din materialul parental calcaros dolomitic sau gipsic consolidat sau/şi fisurat de culoare deschisă prezent în primii 150 cm. Rendzinele au textură mijlocie, structură glomerulară, conţinut ridicat de humus (510%), grad de saturaţie în baze ridicat (75-100%), reacţie slab acidă (în zona montană) până la slab alcalină (în stepă şi silvostepă). Aceste însuşi conferă solurilor o fertilitate mai bună faţă de cea a solurilor montane dar mai slabă decât cea a solurilor zonelor de stepă şi silvostepă. Rendzinele se pretează în funcţie de zona în care sunt situate, atât pentru culturi de câmp cât şi pentru pajişti, plantaţii de vii şi pomi precum şi păduri. Factorii limitativi ai fertilităţii acestor soluri pentru culturile agricole sunt: volumul edafic util scăzut (grosime redusă şi conţinut ridicat de schelet), capacitatea pentru apă utilă scăzută; rendzinele se lucrează greu, piesele active se uzează în scurt timp din cauza prezenţei fragmentelor de schelet. Se pot ameliora greu prin îndepărtarea fragmentelor de schelet, combaterea eroziunii şi fertilizarea cu îngrăşăminte organice şi minerale.
12.8. Pseudorendzina (PR) cunoscută şi sub denumirea de sol “dernocarbonatic” sau “sol humico-calcic” se defineşte printr-un orizont “Am” în partea superioară a profilului şi un orizont “Cpr” în primii 150 cm. Pseudorendzina ocupă în România o suprafaţă de circa 300.000 ha răspândită frecvent în Podişul Transilvaniei, Subcarpaţii Moldovei şi ai Munteniei (insular şi în zona Dealurilor vestice) în condiţiile unui relief de podiş (pe culmi şi versanţi) cu o climă umedă (Tma =5÷ 8ºC, Pma =600÷ 1000 mm) în arealul pădurilor de stejar şi fag. Condiţia determinantă a formării pseudorenzinelor este prezenţa materialului parental care conţine peste 33% argilă şi mai mult de 12% CaCO 3 (marnă, marnă argiloasă sau argilă marnoasă). Cu toate că sau format în zonă umedă, materialul parental argilos, slab permeabil, stânjeneşte circulaţia apei şi migrarea spre adâncime a sărurilor şi coloizilor. Mişcarea lentă a apei bogată în ioni de Ca 2+ favorizează saturarea complexului adsorbtiv cu elemente bazice, formarea humatului de Ca şi implicit o bună structurare în orizontul “Am”. Profilul de sol prezintă următoarea alcătuire: “Am”-“A/C”-“Cpr”. Orizontul “Am” (20-40 cm) are culoare brună negricioasă, textură fină, structură granulară. Orizontul A/C (15-25 cm) are culoare brună cenuşie închisă, textură fină, structură poliedrică, frecvente
Pedologie neoformaţii ferimanganice şi carbonatice sub formă de pete, eflorescenţe şi concreţiuni. Orizontul “Cpr” este constituit din materialul parental argilos şi carbonatic. Pseudorendzinele au o textură luto-argiloasă sau argiloasă, o permeabilitate redusă pentru apă şi aer şi se lucrează greu. Sunt bine aprovizionate cu humus (4-8%) şi elemente nutritive, valoarea gradului de saturaţie în baze depăşeşte 80%. Suprafeţele de pe pante mari, accidentate şi cu alunecări sunt folosite ca păşuni, fâneţe naturale şi păduri; terenurile cu pante mai mici sunt folosite pentru cultivarea pomilor fructiferi, a porumbului, etc. Măsuri de ameliorare: combaterea eroziunii şi a alunecărilor şi afânarea adâncă pentru îmbunătăţirea permeabilităţii. Administrarea gunoiului de grajd are drept efect, pe lângă completarea rezervei de elemente nutritive şi formarea elementelor structurale stabile şi implicit, îmbunătăţirea permeabilităţii solului. CAPITOLUL XIII CLASA ARGILUVISOLURI Grupează soluri la care orizontul diagnostic este reprezentat de un orizont B argiloiluvial (Bt) foarte bine dezvoltat. Se formează în condiţii bioclimatice ale zonei pădurilor de foioase, fiind cele mai reprezentative soluri ale dealurilor şi podişurilor. Ele ocupă circa un sfert (25,5%) din suprafaţa totală a României, dominante fiind solurile brune luvice (15%) urmate de luvisolurile albice.
13.1. Solul brun - roşcat (BR) se defineşte printr-un orizont “Bt” care are în partea superioară şi, cel puţin în pete, în partea inferioară, culori roşcate în nuanţă 7,5 YR cu valori şi crome > 3,5 la umed. În România, solul brun roşcat ocupă o suprafaţă de circa 540.000 ha fiind răspândit în zona forestieră de câmpie şi pe colinele mici din Muntenia şi Oltenia, dar şi pe areale mai restrânse, în câmpia piemontană înaltă şi pe dealurile mai joase ale Banatului. Climatul temperat continental, cu influenţă mediterană (Tma = 10÷11oC, Pma = 550÷650), cu ierni blânde şi umede în alternanţă cu veri secetoase şi călduroase, asociat cu relieful de câmpie înaltă (fragmentată de văi adânci) şi terase sau deal care favorizează drenajul de suprafaţă al apelor este factorul determinant al formării acestor soluri. Solurile brun - roşcate din Oltenia, Banat, Câmpia Ploieştiului, moştenesc culoarea materialului parental reprezentat de depozite aluvio-proluviale cu grosimi de 10-15 cm. Vegetaţia naturală este reprezentată de păduri de Cer (Quercus cerris), Gîrniţă (Quercus frainetto), în amestec cu Frasin, Carpen, Tei, Ulm şi de specii ierboase din flora “vernală”, iar după înfrunzirea arborilor de specii de umbră şi semiumbră (Chelidonium majus – Rostopască, Asperula odorata ş.a.). Condiţiile hidrotermice favorabile mineralizării materiei organice au determinat acumularea unei cantităţi mai mici de humus, acizii huminici şi fulvici având aceiaşi pondere în compoziţia acestuia. În perioadele umede, prin alterare, se formează minerale argiloase şi hidroxizi de fier care se deshidratează în perioadele secetoase imprimând orizontului “Ao”, care conţine şi humus, culoare brun roşcată. Profilul solului brun - roşcat are următoarea alcătuire: Ao – Bt – C sau Cca.
101
Orizontul “Ao” (20-30 cm) are culoare brun roşcată, textură mijlocie sau fină, structură grăunţoasă sau poliedrică subangulară mică. Orizontul “Bt” (80-120 cm) are culoare mai roşcată în partea inferioară, textură mijlocie fină structură prismatică. Orizontul “C” de culoare brună gălbuie sau roşcată apare la adâncime mai mare de 1,3 m. Valorile ridicate ale densităţii aparente (1,31-1,37 g/cm3) şi scăzute ale porozităţii totale (51% v/v) reflectă tasarea solului a cărui permeabilitate este moderată. Conţinutul de humus este de circa 3%, aprovizionarea cu elemente nutritive moderată, reacţia slab acidă, saturaţia în baze, bună (80÷90%). Aceste soluri sunt indicate pentru plantaţii de vii şi pomi, culturi de câmp (grâu, sfeclă, floarea soarelui) şi legumicultură. Aplicarea îngrăşămintelor organice şi minerale precum şi irigarea culturilor, în perioadele mai secetoase asociate cu aplicarea măsurilor agrotehnice adecvate, asigură sporuri mari de producţie.
13.2. Solurile brun - roşcate luvice (RP) sunt cunoscute şi sub denumirea de “soluri brune - roşcate podzolite” şi se definesc printr-un orizont eluvial “El” şi un orizont argiloiluvial “Bt” de culoare similară celei a orizontului “Bt” al solurilor brune - roşcate. În România ele ocupă o suprafaţă de circa 225.000 ha, având o răspândire bandiformă sau insulară spre limita interioară a solului brun roşcat corespunzător precipitaţiilor mai abundente (circa 700 mm anual) şi terenurilor mai slab drenate, sub o vegetaţie de păduri de Gîrniţă şi Cer ori amestec cu vegetaţie săracă de arbuşti şi specii din flora vernală. Evoluând sub influenţa unei cantităţi mai mari de apă, procesele de levigare, debazificare şi migrare a coloizilor au fost mai intense determinând formarea orizontului eluvial “E” şi a orizontului argiloiluvial “Bt”. Procesul de bioacumulare este mai puţin intens, iar humusul are un conţinut mai mare de acizi fulvici decât în solurile brun - roşcate. Profilul solului brun - roşcat luvic prezintă următoarea alcătuire: A0 – El – Bt – C sau Cca. Orizontul “A0” (10-25 cm) are culoare brună cenuşie sau brună cu nuanţă mai slab roşcată datorită migrării oxizilor şi hidroxizilor de fier, textură mijlocie, structură grăunţoasă. Orizontul “El” (10-20 cm) are culoare brună, gălbuie, deschisă, structură poliedrică subangulară Orizontul “Bt” (60-150 cm) are culoare roşcată, structură prismatică; elementele structurale sunt acoperite de pelicule de argilă şi hidroxizi de fier. Textura solurilor brune - roşcate luvice este diferenţiată pe profil astfel: lutonisipoasă în “El” şi luto-argiloasă în “Bt”.Sunt soluri afânate-slab tasate în orizonturile “A0”şi “El” şi puternic tasate în orizontul “Bt”. Conţinutul de humus este de 2-3%, pH-ul de 5,5-6,4, gradul de saturaţie în baze de 55-70%, conţinutul în elemente nutritive scăzut Fertilitatea acestor soluri este inferioară celei a solurilor brun - roşcate din cauza însuşirilor fizice (compactare, textură) şi chimice mai puţin favorabile. Pentru ameliorarea lor se recomandă: desecarea, drenajul, irigaţiile, afânarea adâncă, amendarea calcaroasă, fertilizarea organică şi minerală. Solurile brune - roşcate luvice pot fi folosite pentru plantaţii silvice păşuni şi fâneţe, culturi de câmp, şi, în măsură mai mică, pentru pomi, vii şi legume.
Pedologie 13.3. Solurile brune argiloiluviale (BD)cunoscute sub denumirea de “soluri brune argilice” se definesc printr-un orizont “Bt”de diferite culori (cu excepţia celei menţionate la solul brun roşcat) cu valori şi crome > de 3,5 la umed cel puţin în interiorul elementelor structurale . În România ele ocupă o suprafaţă de circa 640.000 ha fiind răspândite în regiunile deluroase, piemontane şi de podiş cum ar fi Dealurile subcarpatice (între 200 şi 800 m altitudine), Podişul Getic cu Pienonturile vestice, Podişul Transilvaniei, într-un climat temperat continental umed (Tma=6÷10oC, Pma=600÷1000 mm). Solurile brune argiloiluviale s-au format în zone forestiere de stejar şi fag cu vegetaţie ierboasă neacidofilă (ex. Pulmonaria sp. – Mierea ursului) pe un material parental bogat în elemente bazice (loess, luturi, argilă, depozite provenite din roci magmatice şi metamorfice. Procesele de levigare, alterare şi acidifiere sunt mai puţin intense deoarece drenajul extern este bun, iar materialul parental este bogat în elemente bazice. Pe formele de relief mai tinere şi pe versanţii afectaţi de eroziune solul se menţine într-un stadiu mai puţin evoluat. Profilul de sol prezintă următoarea alcătuire: A0 – Bt – C sau Cca. Orizontul “A0” (20-30 cm) are culoare brună sau brun deschisă, textură mijlociu fină sau fină structură grăunţoasă sau poliedrică subangulară. Orizontul “Bt” (circa 100 cm) are culoare brună gălbuie, gălbuie sau slab roşcată, textură fină, structură prismatică, pete şi concreţiuni de oxizi de fier hidrataţi. La baza profilului de sol se găseşte orizontul “C” carbonato acumulativ, “Cca” sau materialul parental de rocă neconsolidată. Solurile brune argiloiluviale au o textură mijlociu - fină până la fină slab diferenţiată pe profil; proprietăţi fizice (porozitate, densitatea aparentă) hidrofizice (capacitate de apă utilă, capacitate de câmp) sunt, în general, favorabile pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor. Conţinutul de humus este de 2-3%, pH = 6÷7, gradul de saturaţie în baze depăşeşte 80%, aprovizonarea cu substanţe nutritive este bună. Solurile situate pe terenurile slab şi moderat înclinate sunt favorabile pentru plantaţii de pomi (măr, păr, prun, cireş, vişin). Versanţii însoriţi (cu expoziţie sudică, sudvestică) sunt prielnici viţei de vie, iar terenurile plane sunt cultivate cu cereale, cartof, plante de nutreţ. Ca măsuri ameliorative se recomandă: îmbunătăţirea regimului aerohidric (în funcţie de cantitatea şi distribuţia precipitaţiilor), prevenirea şi combaterea eroziunii, administrarea îngrăşămintelor organice şi minerale. 13.4. Solurile brune luvice (BP)denumite în clasificările anterioare “soluri brune podzolite” sau “ soluri podzolite brune argiloiluviale “ se definesc printr-un orizont eluvial “El” şi un orizont iluvial “ Bt” având culori diferite de cele menţionate la “ soluri brun roşcate. Ele ocupă o suprafaţă de 3.550.000 ha (15% din supraafaţa totală a ţării ) situînduse în aceleaşi zone ca şi solurile brune argiloiluviale (dealuri şi podişuri). Solurile brune luvice s-au format în condiţiile unui climat umed şi răcoros (Tma=7÷80C, Pma=600÷l000mm) favorabil dezvoltării vegeteţiei forestiere de Gorun şi Fag. Acesste soluri au evoluat pe terenuri mai puţin înclinate , cu drenaj extern şi intern mai slab
103
şi pe materiale parentale ( luturi, argile, depozite loessoide, gresii) mai sărace în elemente bazice decât solurile brune argiloiluviale. Diferenţierea orizonturilor pedogenetice ale profilului de sol a avut loc prin procese de decarbonatare (levigarea carbonatului de calciu), humificare acidă (cu formaare de acizi fulvici solubili) debazificare a silicaţilor, acidifiere a soluţiei solului, de migrare concomitentă a mineralelor argiloase şi a hidroxizilor de fier din orizontul eluvial “El” şi de depunere a acestora la nivelul orizontului “Bt” .Mişcarea apei în sol este favorizată de existenţa porilor capilari şi a crăpăturilor ce se formează în perioadele secetoase. Profilul de sol este diferenţiat în două părţi: partea superioară cu orizonturile” A o” şi “El” şi partea inferioară cu orizontul “Bt” .Orizontul “Ao” (l5-20 cm) are culoare brun deschisă , textură mijlocie, structură grăunţoasă mică, numeroasee concreţiuni ferimanganice mici. Orizontul “ El” (10-20 cm) are textură mijlocie, structură slab definită şi numeroase separaţiuni ferimanganice. Orizontul “ Bt” (60-160 cm ) are culoare brungălbuie, textură mijlocie fină, stuctură prismatică, concreţiuni ferimanganice. Solurile brune luvice au o aprovizionare slabă cu elemente nutritive (N, P,K), conţinut redus de humus (cca. 2%) grad de saturaţie în baze scăzut (50-60%), reacţie acidă (pH=4,9÷6,2) textura solului este mijlocie în partea superioară a profilului şi mijlociu - fină în orizontul” Bt”. Permeabilitatea pentru apă şi aer este moderată în orizonturile “Ao” şi ‘El” şi slabă în orizontul “Bt” . Fertilitatea acestor soluri este scăzută din cauza conţinutului scăzut de substanţe nutritive şi a argilozităţii orizontului “ Bt” care favorizează stagnarea apei. Ea se poate înbunătăţi prin amendare calcaroasă, lucrări de combaterea eroziunii, combaterea excesului de umiditate, fertilizarea organică şi minerală. Aceste soluri pot fi folosite ca păşuni, arabil, plantaţii de vii şi pomi.(măr, păr, prun, cireş, vişin).
13.5.Luvisolurile albice (SP) denumite popular şi “pământ spoit“, “pământ cărunt “ sau “albitură” se definesc printr-un orizont eluvial “E a’’ şi un orizont iluvial “Bt’” şi ocupă în România o suprafaţă de circa 1.100.000 ha răspândite în aceleaşi areale ca şi solurile brune argiloiluviale şi brune luvice. Ele s-au format pe terenuri plane lipsite de drenaj extern şi cu un aport suplimentar de apă scursă de pe suprafeţele limitrofe, pe un relief de vârstă mai mare, pe un material parental sărac în cationi bazici, sub o vegetaţie de pădure bine încheiată şi cu ierburi acidofile. Diferenţierea orizonturilor pedogenetice ale profilului de sol s-a realizat prin procesul de bioacumulare acidă şi formarea humusului cu un conţinut ridicat de fracţiuni humice acide (acizi fulvici) şi prin alterarea, debazificarea, acidifierea şi migrarea mai intensă a argilei decât în solul brun luvic. Stagnarea temporară a apei la nivelul orizontului “Bt”, a favorizat procesele de pseudogleizare prin reducerea compuşilor ferici şi manganici şi formarea de compuşi fieroşi şi manganoşi mobili care sunt translocaţi de către apele de infiltraţie.
Pedologie Profilul luvisolului albic prezintă următoarea alcătuire: Ao-Ea-Bt-C.Orizontul “Ao” (10-l5 cm) are culoare brun cenuşie închisă la umed (datorită conţinutului scăzut de humus şi prezenţei granulelor de cuarţ fără pelicule coloidale ), textură mijlocie, structură grăunţoasă slab dezvoltată. Orizontul ”Ea” (10-30 cm) are o culoare cenuşiu deschisă, textură mijlocie, structură lamelară foarte slab dezvoltată şi concreţiuni ferimanganice frecvente. Orizontul”Bt” (50-120 cm) are culoare galbenă în stare umedă, textură mijlociu - fină sau fină, structură prismatică moderat spre bine dezvoltată. Luvisolul albic este diferenţiat textural pe profil având un conţinut minim de argilă în orizontul “Ea”şi un maxim în orozontul “Bt” Proprietăţile chimice sunt mai puţin favorabile pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor decât ale solurilor brune argioiluviale şi brune luvice. Conţinutul de humus, alcătuit predominant din acizi fulvici, este de circa 2%, gradul de saturaţie în baze mai mic de 55%, reacţia solului moderat şi puternic acidă (pH=4,5 ÷ 5,5). Fertilitatea slabă a luvisolurilor albice este cauzată atât de proprietăţile fizice (regim aerohidric şi termic defectuos) cât şi de proprietăţile chimice (aciditate reidicată) şi biologice (conţinut scăzut de humus şi activitate microbiologică slabă) deficitare. Aceste soluri sunt folosite pentru păşuni, fâneţe, arabil, (cartof, secară, in de fuior, ovăz, plante furajere) şi plantaţii pomicole (măr, păr, cireş, vişin). Ele se pot ameliora prin desecare-drenaj, modelare în benzi cu coame, afânarea adâncă, administrarea amendamentelor calcaroase şi fertilizare cu îngrăşăminte organice şi minerale.
13.6. Planosolul (PL) se defineşte printr-un orizont eluvial (“El”sau “Ea”) şi un orizont iluvial (“Bt”) cu schimbare texturală bruscă pe cel mult 7,5 cm, inclusiv orizontul “W” (grefat pe orizont “B”) cu limita superioară între 50 şi 200 cm, sau orizontul “w” în primii 50 cm. În România, Planosolurile ocupă o suprafaţă de circa 5000 ha având apariţii insulare în arealul solurilor brune luvice şi a luvisolurilor albice; suprafeţe ceva mai întinse se întâlnesc în Piemonturile vestice, Piemontul Getic, Podişul Transilvaniei, Podişul Sucevei şi pe terasele înalte din zonele umede ale râurilor Mureş, Someş, Olt, Argeş ori în depresiuni (Oaş, Baia Mare). Relieful este reprezentat de suprafeţe plane sau microdepresionare în cadrul câmpiilor înalte, piemonturilor, podişurilor şi dealurilor. Drenajul intern este slab, iar cel extern este inexistent fapt ce favorizează acumularea apei scurse din zonele limitrofe. Condiţiile climatice sunt similare celor descrise la solurile brune luvice şi luvisoluri albice.Materialul este bistratificat – cu textură mijlocie în stratul superior şi textură fină în stratul subiacent.Vegetaţia este constituită din Gorun, Fag (uneori fag în amestec cu răşinoase precum şi din specii ierboase acidofile şi hidrofile (Luzula silvatica, Calamagrostis arudinacea – Trestioara). Planosolurile s-au format prin aceleaşi procese pedogenetice prin care s-au format solurile brune luvice sau luvisolurile albice. La planosoluri însă procesele de eluviere pseudogleizare şi de debazificare sunt mai intense, fapt oglindit de ponderea mai mare a petelor de reducere şi de rezultatele analizelor chimice. Schimbarea texturală bruscă poate fi rezultatul eluvierii – iluvierii sau al bistratificării litologice. 105
Profilul planosolurilor este asemănător cu cel al solurilor brune luvice sau a luvisolurilor albice cu care se asociază: Aow – Elw – Btw – C (planosol tipic) sau Aow-EaW – BtW (planosol albic).Orizontul “Aow” are grosime de 20-25 cm, culoare deschisă (conţinut scăzut de humus), pete de oxidare şi reducere. Orizontul “Elw “ are grosime de 10-30 cm, culoare cenuşiu deschisă cu pete roşcate, structură poliedrică, concreşiuni ferimanganice frecvente. Orizontul “Btw” are grosime de 100-150 cm, culoare brună gălbuie sau brun oliv cu pete brun gălbui şi/sau galben roşcate, structură prismatică. Planosolurile cu reacţie acidă (pH< 6), sunt sărace în humus şi elemente nutritive, capacitate de schimb cationic fiind de 10 ÷ 25 me în orizontul “Aow” şi de 30-35 me în orizontul “Btw”. Fertilitatea scăzută a acestor soluri acide şi sărace în elemente nutritive face ca ele să fie folosite numai pentru păduri şi pajişti. Măsurile ameliorative recomandate: desecare – drenaj, afânare adâncă, fertilizarea şi amendarea cu CaCO3. CAPITOLUL XIV CLASA CAMBISOLURI Cuprinde solurile care au ca orizont de diagnostic un orizont B cambic şi prezintă următoarele tipuri: sol brun eu-mezobazic, sol roşu (terra rosa) şi sol brun acid.
14.1. Solurile brune eu-mezobazice. Tipul sol brun-eu-mezobazic se defineşte prin: orizont Bv având V ≥ 55 % şi cel puţin în partea superioară sau cel puţin în pete (în proporţie de peste 50 %), culori în nuanţe mai galbene decât 5YR cu valori şi crome ≥ 3,5. la materialul în stare umedă, cel puţin în interiorul elementelor structurale. Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe relativ mici, în cadrul Carpaţilor Meridionali, Carpaţilor Orientali, Subcarpaţilor, Piemonturilor Vestice, Podisului Transilvaniei, Podişului Moldovei, Podişului Getic, Dobrogea de nord, Câmpia din vestul şi nord-vestul ţării. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. S-au format în condiţii de relief de munte, deal, podiş, piemont, câmpii umede. Au evoluat pe roci, de obicei, bogate în calciu sau alte elemente bazice, marne, argile, luturi, depozite de terasă, aluviuni, conglomerate, gresii, materiale rezultate din alterarea a diferite roci metamorfice şi magmatice. Media anuală a precipitaţiilor între 600 şi 1000 mm, iar a temperaturii între 5 - 6 0 şi 8 0 - 9 C. Indicii anuali de ariditate sunt cuprinşi între 34 şi 55, evapotranspiraţia potenţială este, de obicei, mai mică decât media precipitaţiilor, regimul hidric de tip percolativ. S-au format în arealul pădurilor de gorun, fag-gorun, fag, fag-răşinoase, cu o bogată vegetaţie ierboasă neacidofilă (din genurile Allium, Dentaria, Lamium, Mercurialis, Pulmonaria, Geranium etc.). Solificarea, se caracterizează printr-o alterare, levigare şi debazificare slabă până la moderată şi printr-o acumulare de humus cu grad de saturaţie în baze ridicat.
Pedologie Alcătuirea profilului. Solul brun eu-mezobazic tipic are următoarea formulă de profil: Ao-Bv-C. Orizontul Ao este gros de 10 - 40 cm. Orizontul Bv este gros de 20 - 150 cm, are culoare brună cu nuanţă gălbuie sau roşcată. La baza profilului este situat orizontul C (materialul parental). În partea superioară a profilului se întâlnesc neoformaţii biogene obişnuite (coprolite, lăcaşuri de larve etc.). La nivelul lui Bv, pete slabe de oxizi şi hidroxizi de fier, hidrataţi sau slab hidrataţi. Proprietăţi. Solul brun eu-mezobazic are o textură de la mijlociu-grosieră până la fină, nediferenţiată pe profil. Uneori, în Bv există un plus de argilă, datorită migrării slabe de sus (fără a forma pelicule) sau rezultată prin alterare la acest nivel. Structura este în Ao grăunţoasă, slab sau moderat dezvoltată, iar în Bv polidrică bine dezvoltată sau columnoid-prismatică slab dezvoltată. Restul proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-mecanice, hidrofizice şi de aeraţie sunt favorabile. Conţin 2- 4 % humus (rezerva este de 60 - 120 t/ha), alcătuit predominant din acizi huminici; au grad de saturaţie în baze ridicat (V % nu scade sub 55 şi poate urca până la 90 %), reacţie slab acidă neutră (pH este 6 până aproape de 7), aprovizionate cu substanţe nutritive şi activitate microbiologică relativ bună. Fertilitate. Au proprietăţi fizice, fizico-mecanice, hidrofizice şi de aeraţie bune şi nu prezintă, în general, exces de apă. Uneori sunt supuse eroziunii, caz în care apare necesară aplicarea unor măsuri de prevenire şi combatere a acestui fenomen dăunător (arături pe curbele de nivel, culturi în benzi, terasări etc.). Dintre îngrăşăminte, rezultate bune dau cele cu azot, fosfor, potasiu şi gunoiul de grajd. Folosinţa lor este foarte variată: culturi de câmp (grâu, porumb, floarea-soarelui, cartof, sfeclă etc.), legume, viţă de vie şi pomi în zonele de câmpie, deal-podiş-piemont; pajişti naturale şi păduri în regiunile montane.
14.2. Solurile roşii (Terra rossa) Tipul de sol roşu se defineşte prin: orizont Bv având V ≥ 55 % şi, în partea inferioară, precum şi cel puţin în pete în proporţie de peste 50 %) în partea superioară, culori în nuanţe de 5YR şi mai roşii cu valori şi crome ≥ 3,5 la materialul în stare umedă. Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe mici şi numai în partea de vest şi sud-vest a ţării în Munţii Apuseni, Munţii Banatului, Podişul Mehedinţi, în perimetre adăpostite, cu microclimat mediteranean. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice sunt, îndeosebi, cele de rocă reprezentată prin calcare şi/sau bauxite. Media anuală a precipitaţiilor peste 700 mm, iar a temperaturii în jur de 90 C, cu nuanţă mediteraneană. Vegetaţia de păduri este reprezentată de : Quercus cerris şi Quercus farnetto sau amestecuri cu Fagus silvatica, uneori înlocuite cu pajişti. Procesul caracteristic în formarea acestor soluri îl constituie rubefierea (colorarea în roşu, de unde şi denumirea de terra rosa = sol roşu). Se datoreşte conţinutului ridicat de oxizi şi hidroxizi de fier nehidrataţi sau slab hidrataţi, proveniţi din materialul parental, argile rezultate din alterarea calcarelor şi a bauxitelor (care conţin cantităţi apreciabile de argilă şi oxizi şi hidroxizi de fier). În ţara noastră, terra rossa este un sol relict. Solificarea 107
se caracterizează prin manifestarea unor procese specifice de alterare, care au dus la formarea de orizont B cambic. Alcătuirea profilului. Solul roşu tipic are profil Ao-Bv-C. Orizontul Ao este gros de 20 - 30 cm şi are o culoare, adesea, brun-roşiatică. Urmează un Bv gros de 60 - 150 cm, având în partea inferioară şi cel puţin în pete în proporţie în pete de peste 50 % în partea superioară, culoare roşie. Un astfel de Bv de culoare roşie se întâlneşte numai la aceste soluri, prin urmare, este orizont de diagnostic pentru terra rossa. În continuare, se găseşte orizontul C, alcătuit din argile provenite din alterarea calcarelor şi/sau a bauxitelor. Acest material parental particular constituie, de asemenea, pentru terra rossa, caracter de diagnostic. Ca neoformaţii amintim: cele biogene (coprolite, cervotocine, lăcaşuri de larve) şi pete slabe de oxizi şi hidroxizi de fier, îndeosebi la nivelul lui Bv. Proprietăţi. Solul roşu are textură fină , nediferenţiată pe profil. Structura este grăunţoasă, moderat dezvoltată în Ao şi columnoid-prismatică în Bv. Restul proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-mecanice, hidrofizice şi de aeraţie sunt puţin favorabile. Conţiutul de humus este de 3 - 4 % (rezerva de 120 - 160 t/ha), în alcătuirea acestuia intră, atât acizii huminici, cât şi fulvici; au grad de saturaţie cu baze mijlociu (în jur de 70 %), reacţia slab acidă (pH în jur de 6), aprovizionarea cu substanţe nutritive şi activitatea microbiologică relativ bună. Fertilitate. Solurile roşii au o fertilitate mijlocie. Sunt ocupate de păduri, de pajişti, dar folosite şi în cultura plantelor de câmp (porumb, grâu, orz, ovăz, floarea soarelui, cartof etc.) şi în pomicultură (pruni, meri, peri, nuci). Se recomandă încorporarea de gunoi de grajd, îngrăşăminte minerale cu azot, fosfor şi potasiu, executarea de lucrări care să ducă la o bună afânare a solului, prevenirea şi combaterea eroziunii etc.
14.3. Solurile brune acide. Tipul de sol brun acid se defineşte prin : orizont Bv având V < 55 % şi cel puţin în partea superioară culori cu valori şi crome ≥ 3,5 la materialul în stare umedă, cel puţin în interiorul elementelor structurale. Răspândire. În regiunile montane (Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi Carpaţii Occidentali). Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. S-au format în condiţii de relief montan, pe versanţi, platforme, terase etc. Au evoluat pe diferite roci metamorfice şi eruptive sau materiale rezultate din acestea, dar şi pe luturi, nisipuri, conglomerate, gresii. De obicei, rocile de formare a acestor soluri au caracter acid. Media anuală a precipitaţiilor de 800 - 1400 mm, a temperaturii de 3 - 60 C, a indicelui de ariditate de 45 - 80 (regim hidric percolativ repetat). Vegetaţia nativă este reprezentată prin păduri de molid, molid-brad, fag-răşinoase, păduri cu flora acidofilă (Oxalis acetosella, Dechampsia fexuoza, Luzula luzuloides). Datorită climatului umed şi răcoros, rocilor sărace în baze, vegetaţiei cu caracter acidofil, transformarea resturilor organice este anevoioasă, se formează puţin humus propriu-zis (alcătuit predominant din acizi fulvici cu grad de saturaţie în baze mic) şi se acumulează, adesea, cantităţi mari de materie organică în curs de humificare. Alterarea este
Pedologie foarte intensă, silicaţii primari sunt, predominant, desfăcuţi în componentele lor de bază (silice, hidroxizi de fier şi aluminiu etc.), prin urmare, practic nu se formează argilă, fapt ce explică separarea unui orizont B cambic, de alterare şi nu a unui Bt. Coloizii minerali, reprezentaţi prin hidroxizi de fier şi aluminiu, deşi reacţia solului este acidă, nu se deplasează practic din partea superioară, deoarece alcătuiesc cu acizii humici, complexe organo-minerale puţin mobile. Alcătuirea profilului. Solul brun acid tipic are profil Ao-Bv-C sau R. Orizontul Ao este gros de 10 - 30 cm şi deschis la culoare (brun). Orizontul Bv are grosimi de 20 - 70 cm, culoare brună cu nuanţe gălbui cel puţin în partea superioară, culori cu valori şi crome ≥ 3,5 la materialul în stare umedă, cel puţin în interiorul elementelor structurale), grad de saturaţie cu baze ≤ 55 şi este urmat de un orizont R (rocă dură) sau C (rocă afânată). Solul brun acid nu prezintă pe profil neoformaţii specifice. În partea superioară se găsesc neoformaţii biogene obişnuite (coprolite, cervotocine cornevine etc.) şi eventual, la nivelul lui Bv, pete slabe de oxizi şi hidroxizi de fier hidrataţi. Proprietăţi. Solul brun acid are o textură de la mijlocie-grosieră la mijlocie, nediferenţiată pe profil. Structura este în Ao grăunţoasă slab dezvoltată, iar în Bv poliedrică, moderat dezvoltată. Restul proprietăţilor fizice, precum şi a celor fizico-mecanice, hidrofizice şi de aeraţie, sunt relativ favorabile. Au un conţinut mic de humus propriu-zis, dar pot avea o cantitate mare de materie organică (împreună, între 4 - 5 până la 20 - 25 %, rezervă foarte mare, 200 - 300 t/ha în stratul 0 - 50 cm); prezintă grad de saturaţie cu baze şi pH scăzut, incluziv în orizontul Bv (V % sub 55, adesea sub 35, iar pH-ul sub 5); sunt puţin active din punct de vedere microbiologic şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive. Fertilitate. Solurile brune acide au o fertilitate mai mică decât solurile brune cu mezobazice. Fiind situate în zone montane, sunt folosite în silvicultură şi ca pajişti alpine. Pentru îmbunătăţirea compoziţiei floristice şi ridicarea producţiei pajiştilor, se recomandă: îngrăşarea prin târlire (mutarea periodică a locului de păşunat şi de odihnă a animalelor), gunoirea, aplicarea de îngrăşăminte cu azot, fosfor şi potasiu şi de amendamente calcaroase. CAPITOLUL XV CLASA UMBRISOLURI Această clasă înglobează solurile care au ca diagnostic un orizont A umbric şi orizontul subiacent având culori de orizont umbric, cel puţin în partea superioară. Cuprinde următoarele tipuri de sol: sol negru acid, andosol şi sol humicosilicatic. Clasa umbrisolurilor este nou introdusă în sistemul de clasificare a solurilor României.
15.1. Solurile negre acide. Tipul sol negru acid se defineşte prin: orizont Au cu crome ≤ 2 la materialul în stare umedă; orizont Bv având V < 55 % şi, cel puţin în parteaa 109
superioară, culori şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă (adică, culori tot de orizont umbric), atât pe feţele, cât şi în interiorul elementelor structurale. Răspândire. Se întâlnesc în aceleaşi areale cu solurile brune acide, deci îndeosebi, în regiunile montane: Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi Carpaţii Occidentali. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Se formează în condiţii de relief montan (versanţi, platforme, mici depresiuni etc.); roci, de obicei, acide, reprezentate prin diferite roci metamorfice şi eruptive sau materiale rezultate din acestea, gresii conglomerate, nisipuri, luturi; climă umedă şi răcoroasă, cu media anuală a precipitaţiilor de 800 - 1400 mm, a temperaturii de 3 - 60 C, a indicelui de ariditate de 45 - 80 (regim hidric percolativ repetat); vegetaţie de păduri de molid, molid-brad, fag-răşinoase, cu floră acidofilă, uneori şi cu muşchi verzi şi Vaccinum myrtillus. Alterarea este foarte intensă, silicaţii primari sunt predominant desfăcuţi în componentele lor de bază (silice, hidroxizi de fier şi aluminiu etc.), deci practic, nu se formează argilă şi, prin urmare, nu se separă un Bt, ci un Bv, de alterare. Nu se formează nici orizont E, deoarece coloizii de fier şi aluminiu eliberaţi prin alterare nu migrează (trecând sub formă de complexe organominerale puţin mobile). Alcătuirea profilului. Solul negru acid tipic are profil Au–Bv–C sau R. Solul negru acid prezintă orizont Au, gros de 20 - 30 cm, de culoare închisă (brun închisă până la negricioasă). Orizontul Bv este gros de 20 - 70 cm şi are cel puţin în partea lui superioară un grad de saturaţie în baze < 55, culoare tot de orizont umbric (valori şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă, atât pe feţele cât şi în interiorul elementelor structurale). În continuare se găseşte, fie un orizont C, fie un orizont R. Nu prezintă neoformaţii specifice, ci obişnuite: biogene în partea superioară (coprolite, cervotocine, cornevine etc.), de oxizi şi hidroxizi de fier (sub formă de pete slab conturate la nivelul lui Bv). Proprietăţi. Solul negru acid are o textură de la mijlocie-grosieră până la fină, nediferenţiată pe profil. Structura este în Au, grăunţoasă, iar în Bv poliedrică, în ambele cazuri slab-moderat dezvoltată. Restul proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-mecanice, hidrice şi de aeraţie sunt relativ favorabile. Sunt bogate în humus, brut şi acid (4 - 5 % până la peste 40 %, rezervă foarte mare, 200 - 300 t/ha în stratul 0 - 50 cm); prezintă un grad de saturaţie în baze scăzut, inclusiv în orizontul Bv (V % sub 55, uneori sub 20), iar pH-ul sub 5, activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substanţe nutritive slabă. Fertilitate. Solurile negre acide sunt asemănătoare celor brune acide atât sub aspectul nivelului de fertilitate cât şi al folosinţelor şi măsurilor de îmbunătăţire.
15.2. Andosolurile. Tipul andosol se defineşte prin: orizont Au cu crome ≤ 2 la materialul în stare umedă; orizont AC sau Bv având, cel puţin în partea superioară culori cu valori şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă, atât pe feţele cât şi în interiorul elementelor structurale.
Pedologie Răspândire. Se întâlnesc în munţii vulcanici din Carpaţii Orientali şi Occidentali: Munţii Gutîi, Munţii Ţibleşului, Munţii Călimani, Munţii Gurghiului, Munţii Harghita, Munţii Apuseni (Masivul Vlădeasa). Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile pedogenetice caracteristice sunt cele de material parental provenit din alterarea de roci eruptive efusive (dacite, trahite, andezite, bazalte etc., inclusiv sub formă de tufuri şi cenuşi). Astfel de situaţii se întâlnesc în condiţii de relief montan vulcanic (cu altitudini cuprinde de obicei între 1200 şi 1800 m); într-un climat foarte umed şi rece cu media anuală a precipitaţiilor peste 1000 mm, iar a temperaturii de câteva grade Celsius, regim hidric percolativ repetat; în arealul pădurilor de fag şi fag-molid, dar şi în etajul subalpin (cu tufărişuri de Vaccinum myrtillus, Vaccinum vitis-idaea, Juniperus sp.). Specificul solificării în acest caz îl constituie formarea materialului amorf. Rocile magmatice piroclastice şi unele dintre ele efusive, pe seama cărora se formează materialele parentale ale andosolurilor, sunt alcătuite din minerale (îndeosebi silicaţi) necristalizate. Din alterarea unor astfel de roci nu mai rezultă decât în mică măsură materiale coloidale cristalizate, predominant formându-se materiale coloidale amorfe (allofane). Astfel de soluri sunt foarte răspândite în Japonia, unde, de altfel, au şi fost studiate şi denumite ca atare (de la ando, care în limba japoneză înseamnă sol de culoare închisă) cu semnificaţia de soluri închise formate pe roci vulcanice. Solificarea în cazul andosolurilor se caracterizează printr-o orientare în direcţia debazificării şi acidifierii puternice, a acumulării intense de humus închis la culoare, adesea brut, cu grad de saturaţie în baze scăzut. Alcătuirea profilului. Andosolurile tipice au profil Au–AC sau AR–C sau R. Orizontul superior, gros de 20 - 30 cm, este închis la culoare (crome≤ 2 la materialul în stare umedă) şi puternic debazificat. Urmează un AC sau un AR, gros de 20 - 30 cm şi având cel puţin în prima parte culori cu valori şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă, atât pe feţele cât şi pe interiorul elementelor structurale. În continuare, se găseşte fie un orizont C, fie un orizont R. De obicei, nu conţin alte neoformaţii decât cele biogene obişnuite (cornevine, cervotocine, culcuşuri de larve). Proprietăţi. Andosolurile au o textură nediferenţiată pe profil, sunt nestructurate sau cu structură grăunţoasă slab dezvoltată în Au şi în orizontul de tranziţie. Datorită materialului amorf prezintă capacitate de apă utilă, permeabilitate şi porozitate de aeraţie, foarte mari. Conţin foarte mult humus (uneori peste 20 %) dar brut şi acid; au capacitate totală de schimb cationic foarte mare, grad de saturaţie cu baze şi pH mic (V % sub 55, adesea sub 20 şi pH 5 până la 4); sunt puţin active microbiologic şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive. Fertilitate. Andosolurile sunt ocupate de păduri sau de pajişti. Pentru îmbunătăţirea pajiştilor pe aceste soluri, se recomandă aplicarea de îngrăşăminte minerale cu azot, fosfor şi potasiu şi aplicarea de amendamente calcaroase.
15.3. Solurile humicosilicatice. Tipul de sol himicosilicatic se defineşte prin: orizont Au având crome ≤ 2 la materialul în stare umedă şi conţinând materie organică
111
humificată segregabilă de partea minerală silicatică; orizont AC, AR sau Bv având, cel puţin în partea superioară, culori cu valori şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă (deci culori mai puţin închise decât Au, dar tot de orizont umbric). Răspândire. În Carpaţii Meridionali, la altitudini de peste 1800 m, în etajul pajiştilor alpine şi etajul subalpin. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Sub aspectul reliefului se întâlnesc în condiţii de munţii înalţi, pe culmi, versanţi, suprafeţe plane sau depresionare etc. S-au format pe roci dure, acide ori intermediare (eruptive, intrusive, metamorfice, conglomerate, gresii etc.) sau materiale rezultate din alterarea acestora. Climatul este foarte umed şi foarte rece; media anuală a precipitaţiilor de la cca 1000 mm până la peste 1400 mm, a temperaturilor de la 3 - 40 C până aproape de -30 C, a indicelui de ariditate de la cca 100 până la aproape 200. În cea mai mare parte a anului predomină temperaturile sub 00 C (din octombrie-noiembrie până în aprilie-mai). Vegetaţia este de etaj alpin sau subalpin, în alcătuirea căreia intră, de cele mai multe ori, Festuca supina (păruşca alpină), Festuca rubra (păiuş roşu), Nardus stricta (ţepoşica sau părul porcului), Carex curvula (rogoz alpin), rufărişuri de arbuşti, ca Salix herbacea şi Salix reticulata (sălcii pitice), Loisteuria procumbens (azalee), Vaccinium myrtillus şi Vaccinium uliginosum (afin), Vaccinium vitis-idaea (merişor), Pinus mugo (jneapăn), Juniperus communis (enupăr) etc. Solificarea prezintă şi ea anumite particularităţi. Substratul litologic fiind alcătuit din roci masive sau bine consolidate, dure, se formează un profil scurt, iar materialul mineral al solului este reprezentat predominant prin particule grosiere şi fragmente de rocă. Humificarea este slabă, se formează cantităţi mici de humus (acid, de culoare închisă), dar se acumulează cantităţi mari de resturi organice aflate în diferite grade de transformare. Alcătuirea profilului şi proprietăţi. Solurile humicosilicatice tipice au profil Au sau Aou–AR sau AC–R sau C. Orizontul superior este fie un Au fie un Aou (deci tot umbric, dar subţire), de culoare închisă (crome ≤ 2 la materialul în stare umedă) şi conţinând materie organică humificată segregabilă de partea minerală silicatică (adică la uscare, prin frecare în mână, partea minerală se separă de cea organică). În continuare se găseşte fie un AR fie un AC, în ambele cazuri având, cel puţin în partea superioară, culori cu valori şi crome < 3,5 la materialul în stare umedă. La baza profilului, care este, de obicei scurt, se află fie roca dură R, fie rocă afânată C. Profilul nu conţine neoformaţii specifice. Solurile humicoslicatice au o textură nediferenţială pe profil, grosieră până la mijlocie, adesea cu mult material scheletic şi o structură slab formată (agregate grăunţoase, slab dezvoltate). Prezintă capacitate de apă mică, permeabilitate foarte mică, porozitate de aeraţie mică etc. Sunt foarte bogate în materie organică (peste 20 %) dar sărace în humus propriu-zis şi substanţe nutritive (deşi rezerva de materie organică este extrem de mare 300 - 500 t/ha, prezintă grad de saturaţie cu baze şi pH scăzut (V % poate coborî până la 5 - 10 %, iar pHul până la 4).
Pedologie Fertilitate. Solurile humicosilicatice au o fertilitate foarte scăzută şi sunt folosite ca păşuni şi fâneţe naturale. Se recomandă: îngrăşarea prin târlire; aplicarea de gunoi de grajd (care contribuie şi la intensificarea activităţii microbiologice şi deci la mobilizarea substanţelor nutritive din rezerva solului); încorporarea de îngrăşăminte cu azot, fosfor şi potasiu şi de amendamente calcaroase (în situaţiile în care reacţia este prea acidă); întreţinerea păşunilor prin grăpări şi scarificări periodice; efectuarea de supraînsămânţări cu specii valoroase etc.
CAPITOLUL XVI CLASA SPODOSOLURILOR Spodosolurile sunt reprezentate prin soluri brune feriiluviale şi podzoluri care au ca orizont diagnostic orizontul Bspodic (Bs) caracterizat prin acumularea hidroxizilor de fier şi aluminiu care imprimă orizontului o culoare portocalie în condiţiile în care se acumulează şi humus se formează un orizont humico-feriiluvial “Bhs” de culoare cafenie.
16.1. Solul brun feriiluvial (PB) cunoscut sub denumirea de “sol brun podzolic” sau “podzolic brun” are ca orizont diagnostic un “Bs” situat sub orizontul “Au”. Este răspândit pe o suprafaţă de 960.000 ha, predominant în regiunea montană superioară (subzona molidului şi subzona alpină inferioară) şi, insular, în zona făgetelor, pe platforme şi versanţi muntoşi slabi înclinaţi cu expoziţie nordică şi altitudini de 1200-1800 m, cu temperaturi medii anuale de 3-5ºC şi precipitaţii mediii anuale de 850-1200 mm. Rocile pe care se formează acest tip de sol sunt acide (granite, granodiorite, micaşisturi, şisturi sericitoase, gresii, conglomerate, ş.a.) iar vegetaţia caracteristică este reprezentată de conifere, jnepeni şi de specii ierboase: Luzula luzuloides, Oxalis acetosella (Măcrişul iepurelui), Vaccinum mirtyllus (Afinul), Vaccinum vitis idea (Merişorul). Solul brun feriiluvial s-a fomat prin humificarea materiei organice acide, rezultând humus alcătuit predominant din acizi fulvici foarte solubili şi prin alterarea foarte puternică a materialului parental în urma căreia s-au format oxizi şi hidroxizi de aluminiu şi fier şi, compuşi care în parte au fost eluvionaţi şi depuşi la nivelul orizontului “Bs”. Nu se formează un orizont eluvial vizibil cu ochiul liber. Solurile brune feriiluviale prezintă următoarea succesiune de orizonturi: O-Aou-Bs-C. Orizontul “O” este alcătuit din humus de tip “moder” de culoare neagră (la umed) sau cenuşie (la uscat). Orizontul “Aou” are grosime de 5-15 cm, culoare brun cenuşie închisă (la umed), textură mijlociu-grosieră, structură poliedrică subangulară mică, grăunţi de cuarţ fără peliculă coloidală. Orizontul “Bs” are grosime de 20-75 cm, culoare roşietică, textură luto-nisipoasă, structură poliedrică subangulară slab dezvoltată, este foarte friabil în stare umedă. 113
Solurile brune feriiluviale au textură mijlociu grosieră (conţinut de argilă = 8-20%) nediferenţiată pe profil, permeabilitate bună pentru apă şi aer, conţinut ridicat de humus (48% în orizontul “Aou”), capacitate de schimb cationic de 30-40 me/100 g sol (orizontul “Aou”), aciditate ridicată (H+=0,8÷ 0,9 T), reacţie puternic acidă (pH<5), gradul de saturaţie în baze este scăzut (10-45%). Fertilitatea acestor soluri este scăzută fapt pentru care ele sunt folosite numai pentru plantaţii silvice ori ca pajişti naturale. Pentru ameliorarea lor se recomandă aplicarea amendamentelor calcaroase, fertilizare organică şi minerală, “târlirea”, urmate de supraînsămânţare pajiştilor.
16.2. Podzolul (PB) este cunoscut sub denumirea de “podzol primar”, “podzol humicoferiiluvial” sau “podzol de distrucţie” şi se defineşte printr-un orizont humicoferiiluvial (“Bhs”) sau orizont iluvial spodic (“Bs”). Podzolul ocupă o suprafaţă de circa 270.000 ha şi este răspândit în zona montană superioară, subzona alpină inferioară, la altitudini de 1900-2200 m (în Carpaţii Meridionali) şi de 1400-1500 m (în Carpaţii Orientali) în condiţiile unui climat umed şi rece cu precipitaţii medii anuale de 800-1400 mm, temperaturi medii anuale de 2-6ºC şi regim hidric percolativ repetat (apa străbate în mod repetat profilul de sol). Podzolul a evoluat pe roci de solificare acide cu un conţinut ridicat de SiO 2 şi minerale leucocrate deschise la culoare (granitele, cuarţitele, gresiile de Kliwa, conglomeratele) cu o vegetaţie de pădure (molid şi pin) alături de o vegetaţie ierboasă reprezentată de Luzula silvatica, Vaccinium myrtilus (Afinul), Vaccinium vitis idea (merişorul), Nardus stricta (Ţăpoşica). Afinişurile (pâlcurile de afin) în care plantele sunt foarte dese şi înfing în pământ rădăcini bine dezvoltate, formează o pâslă deasă care absoarbe şi reţine apa menţinând solul umed. În condiţiile climatului umed şi rece şi a vegetaţiei acidofile (cu conţinut scăzut de azot şi calciu şi ridicat de lignină şi ceruri), prin descompunerea materiei organice, rezultă produse organice intermediare şi acizi humici solubili cum ar fi acizi fulvici. Aceşti acizi determină acidifierea solului, formează complexe de tip “chelat” cu fier şi aluminiu favorizând translocarea şi precipitarea acestor compuşi în orizontul B. Procesul de alterare a părţii minerale este foarte intens: nu se formează minerale argiloase. Profilul acestui tip de sol cuprinde orizonturi subţiri, bine diferenţiate după culoare: trecerea între orizonturi este netă. Alcătuirea profilului este următoarea: O-Au-Es-Bhs-R sau C. Orizontul “O” este un orizont organic cu humus brut sau cu humus hidromorf. Orizontul “Au” sau “Aou” are grosime de 5-20 cm, culoare brună foarte închisă, textură grosieră, grosieră-mijlocie, structură slab dezvoltată, foarte puţin pietriş, conţine material organic brut şi este foarte friabil, trecere netă. Orizontul “Es” are grosime de 8-15 cm, culoare cenuşie, textură mai grosieră decât orizontul supraiacent, este nestructurat, foarte friabil şi slab scheletic. Orizontul “Bhs” are grosime de 60-70 cm, culoare cafenie, este nestructurat, uşor cimentat, foarte friabil în stare umedă, slab scheletic. Orizontul “R” este roca de solificare. Podzolul are o textură grosieră sau mijlociu-grosieră (argilă<20%, nisip>60%), structură slab dezvoltată, permeabilitate bună pentru apă şi aer, conţinut ridicat de humus
Pedologie brut şi scăzut de humus coloidal, capacitate de schimb cationic de 15-60 me/100g sol (orizontul “Au”), reacţie puternic acidă (pH= 3,6÷ 5,3), grad de saturaţie în baze de 5-40%, aprovizionare slabă în elemente nutritive. Aceste soluri au fertilitate foarte scăzută; pot avea utilizare silvică (păduri de molid) sau ca pajişti. Sunt folosite şi pentru culturi agricole, mai ales în jurul centrelor populate, dar numai după corectarea reacţiei puternic acide (prin amendarea cu calcar) şi fertilizarea adecvată.
CAPITOLUL XVII CLASA SOLURILOR HIDROMORFE În această clasă sunt cuprinse solurile care s-au format şi au evoluat în condiţii de exces de umiditate freatică şi/sau pluvială. Excesul de apă crează condiţii de anaerobioză determinând intensificarea proceselor de reducere compuşilor de fier şi mangan din sol. În aceste condiţii s-au format orizonturile gleice (“Gr” şi Go”) sau pseudogleice (“W” şi “w”) evidenţiate morfologic prin coloritul mozaicat unde culorile de reducere (vineţii, albăstrui, verzui) alternează cu cele de oxidare (ruginii, gălbui). Clasa solurilor hidromorfe cuprinde următoarele tipuri: Lăcoviştile, Solul gleic, Solul pseudogleic şi Solul negru clinohidromorf.
17.1. Lăcoviştile (LC)sunt soluri freatic hidromorfe ce se definesc prin prezenţa orizontului “Gr” a cărui limită superioară se află în primii 125 cm şi a orizontului “Am” de culoare închisă având crome mai mici sau egale cu 2 la materialul în stare umedă. În România lăcoviştile ocupă o suprafaţă de circa 355.000 ha fiind răspândite în câmpii, şesuri aluviale slab drenate, cu precădere pe terase şi lunci unde apa freatică este situată la mică adâncime (1-2 m), în condiţii de climă caracterizată prin temperaturi medii anuale de 7-11oC şi precipitaţii medii anuale de 400-700 mm. Lăcoviştile s-au format pe materiale parentale de origine fluviatilă, fluvio-lacustră sau eoliană având o textură grosieră mijlocie sau fină şi un complex adsorbtiv saturat predominant cu ioni de Ca2+. Vegetaţia naturală de fâneaţă sau fâneaţă-mlaştină este alcătuită din specii de ierburi abundente ca: Alopecurus sp. (Coada vulpii), Agrostis sp. (Iarba câmpului), Typha sp. (Papura), Juncus sp. (Pipirigul), Carex sp. (Rogozul) . Apa freatică, situată la mică adâncime (1-2 m) determină procesele de gleizare. Ea are conţinut ridicat de bicarbonat de calciu asociat uneori cu săruri uşor solubile. Procesele pedogenetice care au loc în aceste soluri sunt: a) procesele de oxidoreducere care modifică mobilitatea unor constituenţi (compuşi de fier şi mangan) şi redistribuirea acestora pe profil; şi b) procesele de bioacumulare intensă datorate activităţii biologice anaerobe care determină o mineralizare mai slabă a materiei organice şi creşterea conţinutului de humus de tip mull calcic. Profilul lăcoviştilor tipice prezintă următoarea succesiune a orizonturilor: Am – AGo – Gr, Orizontul “Am” are o grosime de 30-60 cm, culoare neagră sau brun închisă, textură variată în funcţie de alcătuirea granulometrică a materialului parental, structură 115
granulară sau poliedrică şi frecvente pete ferimanganice. Orizontul “AGo” are o grosime de 20-40 cm, culoare cenuşie cu pete vineţii, brune ruginii şi ruginii gălbui, datorită alternaţiei proceselor de oxidare şi reducere. Orizontul “Gr” are colorit uniform (cenuşiuverzui) sau aspect mozaicat, proporţia culorilor de reducere fiind mai mare de 50%. Acest orizont prezintă frecvente acumulări de carbonat de calciu sub formă de pete şi concreţiuni . Lăcoviştile au, în general textură fină fiind considerate soluri grele şi reci. Permeabilitatea pentru apă şi aer este scăzută din cauza texturii fine şi a structurii poliedrice. Lăcoviştile sunt bine aprovizionate cu humus (4-8%) şi au o reacţie neutră (pH =6,8÷7,2) sau slab alcalină (pH= 7,2÷8,3) dacă este prezent carbonatul de calciu. Complexul adsorbtiv este saturat predominant cu cationi bazici iar conţinutul acestora se măreşte odată cu creşterea conţinutului de humus şi argilă. Fertilitatea potenţială ridicată a lăcoviştilor nu poate fi valorificată din cauza regimului aerohidric defectuos şi de aceea ele sunt folosite doar pentru fâneţe. Ameliorarea acestor soluri se poate realiza prin desecare şi drenaj şi prin arături adânci pentru îmbunătăţirea condiţiilor de aeraţie, afânare şi încălzire. Ameliorate, lăcoviştile pot fi cultivate cu cereale, legume şi plante furajere dar sunt contraindicate pentru plantaţii de vii şi pomi.
17.2. Solurile Gleice (CG) sunt soluri freatic hidromorfe cunoscute şi sub denumirea de “lăcovişti cenuşii” sau “lăcovişti acide” şi se definesc prin orizont “Gr” a cărei limită superioară este în primii 125 cm şi orizont “A0” de culori deschise cu valori şi crome > 3,5, la material în stare umedă. În România solurile Gleice ocupă o suprafaţă de circa 240.000 ha fiind răspândite dispersat în arealele răcoroase ale zonei forestiere pe forme de relief joase, câmpii, lunci, depresiuni intramontane şi extramontane cum ar fi: Câmpia joasă a Someşului, Câmpia de divagare a Crişurilor, luncile neinundabile ale râurilor interioare, depresiunile Baia Mare, Făgăraş, Beiuş, Haţeg. Solurile gleice sunt răspândite în zone cu climă răcoroasă şi umedă (temperaturi medii anuale mai mici de 6-7oC şi precipitaţii medii anuale mai mari de 700 mm) fiind formate pe un material parental reprezentat de depozite fluviatile şi lacustre caracterizate prin textură grosieră până la fină, absenţa carbonatului de calciu şi complex adsorbtiv slab saturat cu cationi bazici. Vegetaţia ce se dezvoltă pe solurile Gleice este reprezentată de specii ierboase mezohidrofile (cu cerinţe mijlocii faţă de apă) sau hidrofile (plante de mlaştină) : Agrostis sp. (Iarba câmpului), Festuca pratensis (Păiuşul de livadă), Carex sp. (Rogozul) etc. dar şi unele specii forestiere cum ar fi: Quercus robur (Stejarul), Ulmus foliaceae (Ulmul), Fraxinus excelsior (Frasinul). În aceste soluri apa freatică (nemineralizată, cu conţinut scăzut de bicarbonat de calciu) este situată la adâncimi de 1-2 m. datorită manifestării prelungite a excesului de umiditate freatică, în condiţiile unei clime mai răcoroase decât la lăcovişti, procesele de reducere sunt mai intense iar cele de bioacumulare de intensitate mai slabă. Faptul că materialul parental este sărac în elemente bazice şi apele freatice au un conţinut scăzut de
Pedologie bicarbonat de calciu determină formarea unei cantităţi mai mici de humus acid alcătuit predominant din acizi fluvici. În consecinţă se formează orizontul “A0” de culoare bruncenuşie. Profilul solului gleic prezintă următoarea succesiune: A0 - AG0– Gr . Orizontul “A0” are o grosime de 15-25 cm, textură mijlociu - fină, culoare brună cenuşie sau cenuşie, structură granulară slab dezvoltată, depuneri frecvente de compuşi de fier şi mangan sub formă de pete şi concreţiuni. Orizontul “AG0” are o grosime de 20-40 cm, textură mijlocie sau fină, culoare brun cenuşiu deschisă cu frecvente pete (16-50%) ruginii şi vineţii, este slab structurat, compact, prezintă concreţiuni ferimaganice frecvente. Orizontul “Gr” are colorit uniform sau mozaicat în funcţie de durata de manifestare a excesului de umiditate temporar prelungită sau permanentă. Spre deosebire de lăcovişti, nu conţine carbonat de calciu. Solurile gleice au frecvent, textură mijlociu – fină, nediferenţiată pe profil, sunt slab structurate, compacte, reci şi se lucrează greu (intervalul optim de umiditate pentru efectuarea lucrărilor este mic). Conţinutul scăzut de humus (2-3%) şi de elemente nutritive, reacţia acidă (pH<6) şi gradul de saturaţie în baze scăzut, determină diminuarea fertilităţii potenţiale a solului. Aceste soluri sunt folosite pentru fâneţe cu productivitate slabă. Ameliorarea solurilor gleice se poate face prin lucrări de desecare – drenaj (pentru coborârea nivelului freatic) administrarea de amendamente calcaroase (pentru neutralizarea reacţiei acide) administrarea îngrăşămintelor organice şi minerale. După ameliorare ele se pot cultiva cu grâu, porumb, plante de nutreţ; nu se recomandă pentru plantaţii de vii şi pomi.
17.3. Solurile negre clinohidromorfe (NF) sunt cunoscute şi sub denumiri: soluri negre de fâneaţă umedă, soluri negre argiloase foarte humifiere. Ele se definesc printr-un orizont “Am” de culoare închisă (crome <2 la umed), orizont “B” (crome <3,5 la umed) cel puţin în partea superioară, orizont “w” în primii 50 cm, orizont “Go” în primii 200 cm. Sunt răspândite pe circa 70.000 ha în treimea inferioară a versanţilor. Dealurile subcarpatice, Dealurile vestice, Podişul Sucevei).Se formează în condiţii de precipitaţii medii anuale de 630-700 mm, temperatură medie anuală de 8,5-9oC şi cu evapotranspiraţie medie anuală de 620 mm. Material parental: depozite deluvio-coluviale cu textură mijlocie fină care acoperă argile marnoase, marne argiloase sau marne bogate în carbonaţi de calciu. Vegetaţia: plante de fâneaţă, mezohidrofile şi hidrofile cum ar fi Poa pratensis (Firuţa), Trifolium repens (Trifoiul alb), Lotus corniculatus (Ghizdeiul) Juncus sp. (Pipirigul), Carex sp. (Rogozul). Excesul de umiditate – factor principal în formarea acestor soluri - îşi are la origine apa pluvială infiltrată vertical, curgerile laterale şi scurgerile de pe pante. Procesele pedogenetice: bioacumularea intensă de humus tip mul calcic, pseudogleizarea moderată a orizonturilor “A” şi “B”, gleizarea moderată - orizontului “B”. Succesiunea orizonturilor pedogenetice :Amw – BvwG – C. Orizontul “Amw”: grosime 30-50 cm, culoare negricioasă, textură luto-argiloasă, structură găunţoasă 117
glomerulară bine dezvoltată, separaţiuni ferimanganice mici. Orizontul “BvwG”: grosime 40-60 cm, culoare închisă cu pete de oxidare şi reducere, textură mijlociu - fină, structură poliedrică angulară. Orizontul “C”: material parental argilos, bogat în carbonaţi de calciu. Solurile negre clinohidromorfe, având un regim termic şi aerohidric defectuos, se lucrează greu; perioada optimă de efectuare a lucrărilor este scurtă. Conţinutul de humus este cuprins între 4-8%, reacţia slab acidă până la slab alcalină (pH = 6÷8,3), gradul de saturaţie în baze mai mare de 70%, capacitatea de schimb cationic este mare (27 ÷ 50 me/100 g sol). Factorii limitativi ai fertilităţii solurilor negre clinohidromorfe sunt: textura fină, gradul ridicat de compactare şi excesul de umiditate; aceste soluri sunt ocupate cu păşuni, fâneţe sau unele specii cultivate cum ar fi grâul, porumbul, ovăzul, floarea soarelui. Măsuri de ameliorare: desecare – drenaj, modelarea în benzi cu coame, combaterea eroziunii şi alunecărilor de teren, fertilizarea organică şi minerală. După ameliorare aceste soluri pot fi cultivate cu plante de nutreţ şi cereale; nu se recomandă pentru vii şi pomi.
17.4. Solurile Pseudogleice sunt soluri hidromorfe cunoscute şi sub denumirea de soluri “Stagnogleice”. S-au format sub influenţa excesului de umiditate pluvială, excese care se manifestă încă din primii 50 cm deasupra unui orizont impermeabil sau cu permeabilitate scăzută. Aceste soluri prezintă orizont diagnostic “W” cu limita superioară până la 0,5 m adâncime care este grefat pe un orizont “A” sau “E” şi, pe cel puţin 50 cm, pe un orizont “B”.Ele ocupă o suprafaţă de circa 100.000 ha situată pe terenurile plane de pe platourile şi terasele dealurilor şi podişurilor (Piemontul Getic, Piemonturile vestice, Podişul Someşan, Podişul Sucevei) şi pe terenurile plane sau slab înclinate ale depresiunilor intracarpatice, pericarpatice şi subcarpatice (Depresiunile Braşov, Făgăraş, Haţeg, Zarand, Baia Mare, Rădăuţi etc.). Solurile Pseudogleice sunt răspândite în zone cu temperaturi anuale de 6-9 oC, precipitaţii anuale mai mari de 600 mm şi cu un indice de ariditate mai mare de 28. Relieful reprezentat prin terenuri plane şi microdepresiuni cu drenaj slab nu permite scurgerea apei la suprafaţa solului sau prin sol fapt ce favorizează stagnarea acesteia în profilul solului. Materialul parental are textură fină sau mijlocie este constituit din argile care nu conţin Ca CO3 şi din depozite loessoide. Vegetaţia naturală sub care s-au format aceste soluri este reprezentată de specii lemnoase cum ar fi: Quercus petraea, Quercus fraineto asociate cu speciile ierboase de Juncus sp. (pipirigul) Carex sp. (rogozul), Agrostis sp. (iarba câmpului). Stagnarea prelungită (noiembrie – iunie) a apei determină procese de reducere intensă a compuşilor de fier şi mangan precum şi descompunerea şi humificarea materiei organice în condiţii anaerobe. Apa stagnantă din partea superioară a profilului împiedică primenirea aerului din sol cu cel atmosferic, astfel că, concentraţia de CO2 se măreşte atingând niveluri critice; în aceste condiţii are loc formarea metanului care este foarte toxic pentru plante. În sezonul uscat (2-3 luni pe an) au loc procese de oxidare, se formează compuşi ferici de culoare roşiatică, orizontul p seudogleic căpătând un aspect marmorat.
Pedologie Profilul solurilor pseudogleice prezintă următoarea succesiune a orizonturilor: A0w – A0W – BW – C. Orizontul “A0w” are o grosime de 10-15 cm, culoare brună cenuşie cu numeroase pete cenuşii verzui şi ruginii (6-50%), textură mijlociu - fină sau fină, structură granulară, poliedrică angulară sau subangulară şi numeroase pete şi concreţiuni ferimanganice. Orizontul “A0W” are o grosime de 10-20 cm, culoare cenuşie cu pete cenuşiu verzui şi ruginii frecvente (> 50%), structură poliedrică şi frecvente concreţiuni ferimanganice. Orizontul “BW” are o grosime de 70-100 cm, textură mijlocie - fină sau fină, structură poliedrică sau prismatică, aspect marmorat cu frecvente pete de reducere (>50%) şi concreţiuni ferimanganice. Orizontul “C” reprezintă materialul parental pe care s-a format solul. Solurile pseudogleice sunt soluri compacte, grele şi reci cu o textură luto-argiloasă, slab aprovizionate cu humus (1,2-2%) şi substanţe nutritive, cu reacţie moderat sau slab acidă (pH 5,5-7), cu valori ale gradului de saturaţie în baze cprinse între 60 şi 80%, cu regim aerohidric defectuos. În perioadele ploioase se înregistrează exces de umiditate, iar în perioadele secetoase apa se pierde prin evapotranspiraţie în scurt timp deoarece rezerva de apă înmagazinată în sol este redusă. Măsurile de ameliorare a acestor soluri sunt: lucrările de desecare-drenaj, modelarea în benzi cu coame, amendarea cu amendamente calcaroase pentru neutralizarea acidităţii active, fertilizarea organică şi minerală. Solurile pseudogleice sunt utilizate pentru păşuni şi fâneţe naturale cu ierburi care au valoare nutritivă redusă. Speciile forestiere reprezentate de stejar, cer, plop aparţin clasei inferioare şi mai rar celei de producţie mijlocie. După ameliorare, solurile pseudogleice pot fi cultivate cu cereale, plante de nutreţ, ş.a. CAPITOLUL XVIII CLASA SOLURILOR HALOMORFE Această clasă înglobează solurile care au ca diagnostic un orizont sa (salic) sau na (natric) şi cuprinde tipurile solonceac şi soloneţ. Caractere de salinizare sau chiar salice, precum şi de alcalizare sau chiar natrice, se întâlnesc şi la alte multe tipuri de sol, aparţinând altor clase, determinând separarea de subtipuri salinizate şi/sau alcalizate.
18.1. Solonceacurile Tipul solonceac se defineşte prin prezenţa unui orizont salic (sa) situat în primii 20 cm ai profilului. Răspândire. Solonceacurile, împreună cu soloneţurle şi celelalte soluri afectate de salinizare şi/sau alcalizare, se găsesc disiminate într-un areal foarte larg, întâlnindu-se în porţiunile joase ale Câmpiei Brăilei; în luncile şi în apropierea râurilor Ialomiţa, Cricovul Sărat, Călmăţui, Buzău şi Siretul inferior; în jurul lacurilor sărate Strachina, Fundata, Movila Miresii, Plopul, Ianca, Balta Albă, Lacul Sărat etc.; în câmpia subcolinară Mizil Stîlpu; în lunca şi Delta Dunării; în Câmpia de Vest, pe interfluviile Crişul Repede - Crişul Negru, Crişul Alb - Mureş şi Mureş - Bega; în Câmpia Moldovei (Jijia - Bahlui), în lunca Prutului şi Bârladului; pe văile unor râuri din Câmpia Transilvaniei; pe Valea Carasu 119
(Dobrogea); în zona litoralului Mării Negre, pe văile cu deschidere spre mare şi în preajma lagunelor (Razelm, Babadag, Goloviţa, Smeica, Sinoe, Taşaul, Techirghiol) etc. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile de formare, caracteristice sunt cele care determină acumularea de săruri solubile. În unele cazuri, prezenţa sărurilor solubile în cantitate mare se datoreşte materialelor parentale reprezentate prin depozite salifere (marne, argile, luturi şi nisipuri salifere) sau rezultate din dezagregarea rocilor compacte salifere (cum sunt, de exemplu, cele de sare gemă). În astfel de situaţii, chiar şi în condiţii de climă, umedă, levigarea nu izbuteşte să îndepărteze total sărurile solubile, parte din acestea rămânând la suprafaţă sau în partea superioară a solului. Adesea solonceacurilor evoluate dintr-un început pe depozite salifere, li se adaugă şi cele formate tot pe astfel de roci, dar ajunse la zi ulterior, prin procese de eroziune şi alunecare sau cărate şi depuse pe versanţi, la poalele acestora, în lunci etc. ori formate sub influenţa apelor sărate ale izvoarelor de coastă ale scurgerilor de suprafaţă etc. Salinizarea este determinată şi de apele mării, lagunelor şi lacurilor sărate, de apele de revărsare sau de infiltraţie laterală, de depunerea la suprafaţa solului a pulberilor de săruri aflate în stropii de apă rezultaţi prin spargerea valurilor şi antrenaţi de către vânt (aşa-numitul fenomen de impulverizaţie) etc. Cea mai mare parte a solonceacurilor din ţara noastră s-au format însă sub influenţa pânzelor freatice mineralizate (bogate în săruri solubile) şi aflate la adâncime mică (regim hidric exsudativ). Se formează pe unităţi joase de relief (câmpii, lunci, terase, crovuri etc.). Apa din pânzele freatice mineralizate şi aflate la adâncime mică urcă prin capilaritate până la suprafaţa solului, aici se evaporă, iar sărurile conţinute se depun. Pentru ca pânzele freatice să ducă la formarea de solonceacuri trebuie să depăşească un anumit grad de mineralizare şi să nu depăşească o anumită adâncime. Adâncimea maximă de la care apele freatice mineralizate pot duce la formarea de solonceacuri poartă denumirea de adâncime critică, iar mineralizarea corespunzătoare se numeşte mineralizare critică. În condiţiile ţării noastre, adâncimea critică şi mineralizarea critică sunt: pentru zona de stepă de 2,5 - 3,5 m şi respectiv 1,5 - 3,0 g/l, pentru zona de silvostepă de 1,8 - 1,9 m şi respectiv 0,7 - 1,2 g/l, iar pentru zona de pădure < 1 m şi respectiv 0,5 - 0,8 g/l. Acumularea de săruri solubile, deci formarea de soluri salinizate sau chiar solonceacuri, se mai poate datora şi exploatării neraţionale de către om a unor terenuri, proces cunoscut sub denumirea de sărăturare sau salinizare secundară. De exemplu, prin irigarea unor soluri nesărăturate cu ape mineralizate, parte din sărurile conţinute de acestea se depun şi se acumulează an de an. În ce priveşte vegetaţia, se găsesc, îndeosebi în arealul stepei şi silvostepei, dar şi al pădurilor, însă ocupate cu plante specifice de sărături, cum sunt Salicornia herbacea, Sueda maritima, Salsola soda, Arthemisia salina etc., care nu acoperă terenul decât în parte, frecvent rămânând porţiuni goale denumite popular chelituri. Alcătuirea profilului. Solonceacurile tipice au profile Aosa–AC–C sau Aosa–AGo. Orizontul superior, deschis la culoare şi gros de 10 - 20 cm, este un orizont de acumulare slabă a humusului şi puternică a sărurilor solubile (peste 1 - 1,5 %). Caracterul esenţial de diagnostic al acestor soluri îl constituie orizontul sa, care trebuie să fie situat în primii 20 cm ai profilului şi să aibă cel puţin 10 cm grosime. În continuarea orizontului Aosa se
Pedologie găseşte, după cum solul se află sau nu sub influenţa apelor freatice, fie un orizont AGo, fie un orizont AC, urmat de orizontul C. Dintre neoformaţii, caracteristice sunt cele de săruri solubile prezente în orizontul superior sub formă de vinişoare, tubuşoare, pete, pungi sau cuiburi. Dacă solul conţine săruri solubile, înseamnă că sunt prezenţi şi carbonaţii de calciu şi magneziu şi deci şi neoformaţii ale acestora (eflorescenţe, pseudomicelii). În cazul solonceacurilor aflate sub influenţa apelor freatice se găsesc şi neoformaţii de oxizi şi hidroxizi de fier, îndeosebi sub formă de pete mai ales la nivelul orizontului AGo. Proprietăţi. Solonceacurile au o textură variată, de la grosieră la fină, de cele mai multe ori mijlocie sau fină. Sunt nestructurate sau prezintă agregate grăunţoase, slab dezvoltate, care, în contact cu apa, se desfac, solul devenind mocirlos. În general, din cauza nestructurării şi a conţinutului ridicat de săruri solubile (care face ca presiunea osmotică a soluţiei de sol să fie ridicată), iar adesea şi datorită gleizării, nu asigură plantelor condiţii bune în ce priveşte apa şi aerul. Din punct de vedere al proprietăţilor chimice, principala caracteristică a solonceacurilor o constituie prezenţa în orizontul superior a unei cantităţi mari de săruri solubile, îndeosebi de sodiu şi mai ales sub formă de cloruri şi sulfaţi. Pentru ca un sol să fie încadrat la solonceac trebuie să conţină cel puţin 1 % săruri solubile, dacă tipul de salinizare este cloruric şi cel puţin 1,5 %, dacă este sulfuric. Având săruri libere, solonceacurile sunt în întregime saturate cu cationi bazici (V = 100 %), în rândul cărora, alături de Ca2+ care predomină (datorită puterii de adsorbţie mai mare, decât a celor de Na+), o pondere mai însemnată decât la solurile nesalinizate o au cei de Na+. Reacţia este alcalină, pH=8,3 - 8,5. Solonceacurile tipice sunt sărace în humus (1 2 %, rezerva este de 60 - 120 t/ha, adică slabă) şi substanţe nutritive şi foarte puţin active din punct de vedere microbiologic. Fertilitate. Datorită, îndeosebi, conţinutului ridicat de săruri solubile, aceste soluri neameliorate nu pot fi folosie în cultura plantelor. Ameliorarea solonceacurilor, în vederea folosirii pentru cultura plantelor se poate face numai prin aplicarea unui complex de măsuri speciale: irigări de spălare, în vederea levigării în adâncime a sărurilor; amendamente cu gips, fosfogips etc., cu scopul de a împiedica evoluţia spre soloneţuri, de a normaliza componenţa cationică şi de a îmbunătăţi proprietăţile fizice, chimice şi biologice; coborârea nivelului apelor freatice prin drenaj, pentru a opri reurcarea sărurilor solubile spre suprafaţă (în cazurile în care solonceacurile se datoresc prezenţei apelor freatice mineralizate la adâncime mică). În afara acestor măsuri speciale, este necesară aplicarea unei agrotehnici adecvate, încorporarea de îngrăşăminte organice şi minerale, cultivarea de plante mai rezistente la salinizare (orez, iarbă de Sudan) etc.
18.2. Soloneţurile. Tipul soloneţ se defineşte prin prezenţa unui orizont na situat în primii 20 cm sau a unui orizont Btna. Răspândire. Soloneţurile sunt răspândite împreună cu solonceacurile. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Condiţiile generale de relief, rocă, climă şi vegetaţie sunt identice sau asemănătoare cu ale solonceacurilor. În ce priveşte
121
condiţiile specifice, acestea determină alcalizarea solului (îmbogăţirea complexului coloidal în Na adsorbit şi uneori şi formarea de carbonat de sodiu). Soloneţurile se formează, de obicei, fie din solonceacuri prin desalinizare, fie din soluri supuse alternativ salinizării şi desalinizării. Formarea soloneţurilor din soluri supuse alternativ salinizării şi desalinizării se petrece în condiţii de pânze freatice puternic mineralizate, dar cu nivel oscilant, ceea ce face ca, în anumite perioade, să predomine curenţii ascendenţi de apă (regim hidric exudativ), deci salinizarea, iar în altele, cei desecendenţi (regim hidric exudativ în profunzime ), prin urmare desalinizarea. Desalinizarea solonceacurilor sau salinizarea şi desalinizarea alternativă a altor soluri determină manifestarea aşa-numitului proces de alcalizare (sau de soloneţizare), care constă, în principal, din îmbogăţirea complexului coloidal în sodiu adsorbit, la care se adaugă, uneori, şi formarea de carbonat de sodiu. La soloneţuri, în lipsa sărurilor în partea superioară şi datorită sodiului adsorbit în mare cantitate (peste 15 % din T), argila nu mai are stabilitate, peptizează şi migrează pe profil, formând un orizont Btna, care constituie pentru marea majoritate a soloneţurilor, orizontul de diagnostic. Prin migrarea din partea superioară a argilei, uneori, deasupra orizontului Btna se separă şi un orizont El sau Ea. Alcalizare, însă mai puţin accentuată decât la soloneţuri, se întâlneşte şi la multe alte tipuri de sol, aparţinând altor clase, unde determină separarea de subtipuri alcalizate. Datorită condiţiilor nefavorabile, vegetaţia naturală este foarte slab reprezentată (pajişti cu grad mic de acoperire şi înrădăcinare superficială, alcătuite din plante specifice c: Statice gmelini, Arthemisia maritima, Puccinelia distans, Crypsis aculeata, Petrosimonia triada etc. Alcătuirea profilului. Soloneţurile tipice au profil Ao–Btna–C sau CGo. Orizontul Ao, de obicei, subţire (de numai câţiva centimetri, dar care, uneori, poate atinge sau chiar depăşi 20 - 30 cm, are o culoare cenuşie deschisă. Orizontul Btna are grosimi de la 30 până la peste 80 cm şi culoarea de la brun până la brun-închisă. În continuarea orizontului Btna, se găseşte, după cum solul se află sau nu sub influenţa apelor freatice, fie un orizont CGo (urmat, uneori şi de un Gr a cărui limită superioară este situată sub 125 cm), fie materialul parental C. Dintre neoformaţii se evidenţiază cele rezultate din acumularea argilei, sub formă de pelicule în Btna şi cele reziduale, sub formă de particule cuarţoase sau pudră de silice (pete albicioase) în E (în cazul subtipurilor luvice, albice şi glosice). Proprietăţi. În partea superioară, corespunzătoare orizontului Ao, solul este sărăcit în coloizi şi îmbogăţit rezidual în particule cuarţoase grosiere, slab aprovizionate cu humus (1 - 2 %) şi substanţe nutritive, cu V % sub 100 (până la cca 70 %). Na+ adsorbit sub 5 % din T, reacţie acidă (pH în jur de 6), nestructurat sau cu structură grăunţoasă foarte slab formată etc. Orizontul Btna poate începe de la adâncime foarte mică, adesea la câţiva centimetri de la suprafaţă. Textura fină sau mijlocie, cu argilă migrată de sus, structură columnară (specifică, întâlnită numai la aceste soluri); capacitate de apă utilă, permeabilitate şi
Pedologie porozitate de aeraţie cu valori dintre cele mai mici posibile; compactitate, plasticitate, aderenţă şi rezistenţa la arat dintre cele mai mari întâlnite, în general, la soluri; procent ridicat de sodiu adsorbit (V % = 100 %, iar VNa peste 15 % până la 70 - 80 % din T) şi uneori carbonat de sodiu liber; reacţie puternic alcalină, pH mai mare de 8,5, uneori peste 9 (asemenea valori mari fiind specifice numai aceste soluri). Fertilitate. Soloneţurile au o fertilitate extrem de redusă, datorită proprietăţilor fizice, chimice şi biologice nefavorabile. În condiţii naturale sunt ocupate de pajişti de foarte slabă calitate. În vederea folosirii în cultura plantelor este necesară aplicarea aceluiaşi complex de măsuri, ca şi în cazul solonceacurilor. CAPITOLUL XIX CLASA VERTISOLURI Această clasă înglobează solurile care au ca orizont de diagnostic un orizont vertic (y) fiind reprezentată printr-un singur tip şi anume vertisolul.
19.1. Vertisolurile. Tipul vertisol se defineşte prin orizont vertic de la suprafaţa sau imediat sub orizontul arat; prezenţa obligatorie a feţelor de alunecare cel puţin într-un suborizont situat între 25 şi 100 cm. Răspândire. Se întâlnesc pe suprafeţe dispersate şi de obicei restrânse, în Subcarpaţi, Piemonturile Vestice, Câmpia de Vest, Podişul Transilvaniei, Podişul Sucevei, Câmpia Jijiei, Podişul Getic etc. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice sunt cele de material parental cu textură fină (conţinând peste 30 % particule cu diametrul sub 0,002 mm, frecvent peste 50 %), reprezentat prin argile, predominant gonflante (care îşi măresc mult volumul prin umezire. Se întâlnesc în condiţii de relief premontan de piemont, de podiş şi de câmpie (de obicei, umedă). Media anuală a precipitaţiilor de la cca 500 până la 900 mm ; media anuală a temperaturilor de la 8 - 9 0 C până la 5 - 60 C. În arealul silvostepei, vegetaţia reprezentată prin păduri de cvercinee şi de stejar în amestec cu fag (dar, de obicei, pe suprafeţe acoperite de pajişti). Specificul solificării în acest caz îl constituie apariţia şi manifestarea proceselor vertice, datorită prezenţei în materialul parental sau de sol a unui conţinut ridicat de argilă (gonflantă). În perioadele uscate ale anului, datorită contracţiei puternice a materialului argilos, se formează crăpături largi de peste 1 cm, care împart masa solului în fragmente, elemente structurale mari, cu unghiuri şi muchii ascuţite şi feţe oblice. Prin umezire are loc gonflarea, adică creşterea apreciabilă a volumului, ceea ce face ca fragmentele sau elementele structurale respective să preseze unele asupra altora, să alunece unele peste altele şi să formeze suprafeţe lustruite sau chiar să se răstoarne unele peste altele (de aici şi denumirea de vertisol, verto însemnând întoarcere, răsturnare). Din cauza gonflării şi contracţiei, a variaţei presiunii din masa solului şi a posibilităţii de deplasare a agregatelor, la suprafaţa terenului pot apărea, uneori şi microdenivelări (succesiune de microdepresiuni 123
şi micromovile, asemănătoare ca formă şi dimensiune muşuroaielor, cu denivelări de la câţiva centimetri până la 1 m), constituind ceea ce se cunoaşte sub numele de relief de gilgai. Procesul de formare a acestor soluri se caracterizează şi (funcţie de condiţiile foarte variate de climă şi vegetaţie în care se întâlnesc) printr-o acumulare mai mică sau mai mare de humus, de obicei calcic, printr-o levigare şi debazificare. Alcătuirea profilului. Vertisolurile tipice din zonele mai puţin umede au profil Ay-C, iar cele din areale mai umede , Ay-By-C. Orizontul superior este deci un Ay, gros de 30 50 cm (mai subţire în zonele umede şi mai gros în cele mai puţin umede), de culoare de la brun la brun închis sau negricios (nuanţe mai deschise în zonele umede şi mai închise în cele mai puţin umede). Ay nu reprezintă un orizont cu caractere de tranziţie între cele ale unui orizont A şi cele ale unui orizont y, ci este un orizont aparte, specific numai vertisolurilor. La vertisolurile din zonele mai puţin umede, urmează un C, iar la cele din zonele mai umede, mai întâi un By, gros de 20 - 30 cm până la peste 100 cm, cu nuanţe brun-închise, brune, brun-gălbui, brun-ruginii. Ca neoformaţii, în afară de cele biogene obişnuite, se mai pot întâlni neoformaţii de oxizi şi hidroxizi sub formă de puncte şi pete (îndeosebi, în prima parte a profilului) şi uneori, la vertisolurile cu migrare de coloizi (din zonele mai umede) pelicule de argilă în By. Proprietăţi. Vertisolurile au pe tot profilul textură fină. În cazul vertisolurilor din zonele umede, la nivelul lui By poate exista un plus de argilă (atât faţă de partea superioară a solului, cât şi în comparaţie cu materialul parental). Vertisolurile prezintă şi în ce priveşte structura o situaţie cu totul specifică. Deşi masa solului este fragmentată în elemente structurale, acestea se datoresc crăpăturilor şi sunt foarte mari, aşa că solul apare practic nestructurat, masiv, cu consistenţa mare, ceea ce, de altfel, constituie o caracteristică deosebită a vertisolurilor. Restul proprietăţilor fizice, precum şi cele fizico-mecanice, hidrofizice şi de aeraţie, sunt puţin favorabile sau chiar nefavorabile. Conţinutul de humus, de la mijlociu până la slab (3 - 4 % până la 1 - 2 %, iar rezerva totală, 160 până la 60 t/ha). Sunt soluri cu capacitate de schimb cationic mare (datorită argilozităţii). Cele din zone mai puţin umede saturate cu baze şi reacţie neutră - slab acidă (V % aproape 100, pH aproape de 7), iar cele din zone mai umede, moderat saturate cu baze şi reacţie slab acidă - acidă V % poate să scadă sub 70, iar pH-ul sub 6); mijlociu până la slab aprovizionate cu substanţe nutritive şi cu activitate microbiologică deficitară. Fertilitate. Vertisolurile, au, în general, o fertilitate scăzută. Utilizarea lor este foarte variată: în cultura plantelor de câmp (grâu, porumb, floarea soarelui, trifoi etc.), ca pajişti de sabă calitate, iar pe alocuri sunt ocupate cu păduri (îndeosebi,de gârniţă). Dintre măsurile menite să ducă la îmbunătăţirea regimului aerohidric fac parte: lucrarea energică şi adâncă a solului, executarea de arături în spinări, efectuarea lucrărilor în perioadele optime de umiditate, drenaje etc. În complexul de măsuri recomandate în vederea ridicării fertilităţii acestor soluri, un rol deosebit revine aplicării îngrăşămintelor cu fosfor şi azot şi a gunoiului de grajd. Sunt contraindicate pentru legume, pomi, vie etc.
Pedologie CAPITOLUL XX CLASA SOLURILOR ORGANICE Această clasă include solurile care au ca diagnostic un orizont turbos - T şi este reprezentată printr-un singur tip, solul organic.
20.1. Solurile turboase. Tipul sol turbos se defineşte prin orizont T > 50 cm grosime în primii 100 cm, fără ca stratul mineral situat în primii 25 cm să atingă 20 cm grosime. Răspândire. Solurile turboase se întâlnesc pe suprafeţe mici, dar, într-un spaţiu geografic foarte larg: în Munţii Apuseni, Munţii Sebeşului, Munţii Semenicului, Munţii Bucegi, în Ceahlău etc.; în depresiunile Oaş, Maramureş, Dorna, Borsec, Tuşnad, Ciuc, Gheorghieni, Ţara Bîrsei etc.; în unele sectoare ale câmpiilor joase şi umede din vestul ţării (mlaştinile Eriului, Crasnei inferioare, Livadei, Timiş-Bega etc.); în luncile unor râuri (Oltul făgărăşan, Lozna); în lunca şi Delta Dunării; în apropierea şi în locul unor foste lacuri şi bălţi etc. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile de formare, caracteristice sunt cele de mediu saturat în apă şi vegetaţie specifică unui astfel de mediu (muşchi, Cyperaceae, Juncaceae şi alte plante hidrofile). Sub aspectul reliefului, substatului litologic şi al climei, situaţiile în care se întâlnesc solurile turboase sunt extrem de variate: munte, deal, podiş, câmpie, depresiuni, deltă, luncă, terasă, versanţi etc. Materialul iniţial este constituit din depozite deltaice, mlăştinoase, aluviale, de terasă, roci dure (magmatice, metamorfice şi sedimentare) etc.. Precipitaţiile şi temperaturile de la cele mai scăzute până la cele mai ridicate din câte se întâlnesc pe teritoriul ţării noastre. În condiţiile specifice de mediu saturat în apă şi vegetaţie adaptată unui astfel de mediu, caracteristice în formarea acestor soluri sunt procesele de turbificare. Alcătuirea profilului şi proprietăţi. Se consideră că au profilul format doar dintr-un orizont T, gros de peste 50 cm şi constituit, predominant, din material organic provenit din muşchi, Cyperaceae, Juncaceae şi alte plante hidrofile. Dedesubtul orizontului T se găseşte un orizont Gr, care însă datorită grosimii mari a lui T (uneori până la 7 - 8 m) nu se încadrează în profilul solului. Fiind alcătuite, practic, numai din materie organică, la aceste soluri nu se poate vorbi de textură şi structură. Din punct de vedere al stării generale fizice, se caracterizează printrun exces foarte mare de apă şi aeraţie foarte scăzută. Sunt sărace în humus şi substanţe nutritive. Gradul de saturaţie cu baze şi pH-ul variază în limite foarte largi, respectiv de la 100 % la 10 % şi de la 8 la 3, în funcţie de zona în care se găsesc. Fertilitate. Solurile turboase au o productivitate foarte redusă şi sunt folosite natural, cu rezultate slabe, pentru obţinerea de furaje. În cazul în care se găsesc situate în zone favorabile agriculturii, prin ameliorare pot fi utilizate în cultura plantelor (cartofi, cânepă, 125
legume, floarea soarelui, porumb etc.). Dintre măsurile ce se recomandă fac parte: desecarea şi drenarea; lucrarea adâncă; aplicarea de îngrăşăminte cu azot, dar mai ales cu fosfor şi potasiu, de îngrăşăminte pe bază de cupru, de amendamente calcaroase. Materialul turbos constituie o importantă sursă de îngrăşăminte organice, fiind comparabil, în general, cu gunoiul de grajd. CAPITOLUL XXI CLASA SOLURILOR NEEVOLUATE, TRUNCHIATE SAU DESFUNDATE Această clasă include trei categorii de soluri şi anume: soluri neevoluate, soluri trunchiate şi soluri desfundate. Solurile neevoluate sunt soluri incomplet dezvoltate, care, în general, nu au decât un orizont superior (şi acesta, de obicei, slab conturat), urmat de roca sau materialul parental şi sunt reprezentate prin următoarele tipuri: litosol, regosol, psamosol, protosol aluvial (aluviune), sol aluvial, coluvisol şi protosol antropic. Solurile trunchiate sunt soluri care, datorită eroziunii, au profilul trunchiat, astfel încât, orizonturile rămase nu permit încadrarea într-un anumit tip de sol şi sunt reprezentate prin tipul erodisol. Solurile desfundate sunt soluri care, datorită desfundării sau altei acţiuni mecanice, au profilul deranjat astfel încât, nu mai pot fi încadrate într-un anumit tip de sol şi sunt reprezentate prin tipul de sol desfundat.
21.1. Litosolurile. Tipul litosol se defineşte prin prezenţa unui orizont A sau O, urmat de un orizont R (cu excepţia pietrişurilor fluviatile (recente) sau de un orizont Rrz, a cărui limită superioară este situată în primii 20 cm dacă orizontul superior este A, respectiv 50 cm dacă orizontul superior este O. Răspândire. Litosolurile se întâlnesc pe suprafeţe mici, în regiuni de munte, de deal, podiş şi piemont. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice sunt cele de rocă dură, la suprafaţă sau foarte aproape de suprafaţă, care determină o foarte slabă manifestare a solificării. Sub aspectul reliefului, litosolurile se întâlnesc, îndeosebi, în regiuni de munte, dar şi de deal, podiş şi piemont, pe piscuri, pe coame, pe versanţi, pe suprafeţe plane, pe frunţi de terase etc. Rocile parentale sunt reprezentate prin roci metamorfice şi eruptive acide, calcare, conglomerate, gresii, pietrişuri calcaroase sau de altă natură etc. Rocile parentale prezintă, în cazul litosolurilor, o caracteristică generală şi anume, sunt dure, consolidate (spre deosebire de regosoluri, care sunt formate pe materiale afânate sau slab consolidate). Sub raportul climei şi vegetaţiei, litosolurile se întâlnesc în condiţii de la cele corespunzătoare arealelor de pădure până la cele specifice etajului alpin. Solificarea este foarte slabă. Ca urmare, se formează un profil foarte scurt, roca dură apare în primii 20 cm, iar deasupra acesteia, adesea, pe o grosime numai de câţiva centimetri (însă minimum 5 cm), humusul, împreună cu puţin material mineral rezultat prin
Pedologie dezagregare şi alterare, umple spaţiile dintre fragmentele de rocă, ducând la separarea unui orizont A. Specificul acestor soluri îl constituie, aşa după cum arată, de altfel însăşi denumirea (lithos = piatră, rocă dură), prezenţa rocii dure, ca atare sau sub formă de fragmente mari, de la, sau foarte aproape de suprafaţă. Alcătuire şi proprietăţi. Litosolurile tipice au profil Ao sau AouR. Orizontul superior, gros, adesea, de câţiva centimetri (însă minimum 5 cm), dar care, uneori poate ajunge până aproape 20 cm. Urmează orizontul R (nerendzinic sau rendzinic), a cărui limită superioară se află în primii 20 cm (adesea, la numai câţiva centimetri de suprafaţă). Profilul nu prezintă neoformaţii specifice. Se caracterizează prin valori dintre cele mai mici întâlnite, în general, la soluri, în ce priveşte capacitatea de apă utilă, permeabilitatea, porozitatea de aeraţie etc. În general, au rezerve mici de humus şi substanţe nutritive. În ce priveşte gradul de saturaţie cu baze şi reacţia pot fi de la saturate şi cu reacţie slab alcalină sau neutră până la intens debazificate şi cu reacţie puternic acidă. Fertilitate. În mod obişnuit, terenurile cu litosoluri sunt ocupate de o vegetaţie slab reprezentată (de pajişti, de arbuşti sau de pădure). Litosolurile din zonele agricole sunt folosite, uneori, în cultura plantelor (mai ales în viticultură), însă cu rezultate foarte slabe. Se recomandă aplicarea de gunoi de grajd, de îngrăşăminte minerale, îndepărtarea de la suprafaţă a materialului scheletic etc.
21.2. Regosolurile. Tipul regosol se defineşte prin orizont A urmat de material parental provenit din roci neconsolidate, menţionat aproape de suprafaţă prin eroziune geologică sau decopertare. Răspândire. Se găsesc pe suprafeţe mici, pe unii versanţi din regiunile de deal, podiş şi piemont, dar şi din zonele de câmpie şi de munte. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice sunt cele de terenuri cu eroziune geologică lentă, manifestată în timp de ordin geologic etc. Solificarea nu poate avansa, menţinându-se într-un stadiu incipient. Sub aspectul reliefului, regosolurile, se întâlnesc, îndeosebi, în regiuni de podiş, deal, piemont, dar şi de câmpii şi de munte. Materialele parentale sunt reprezentate prin loessuri, depozite loessoide, luturi, nisipuri, argile, marne, depozite salifere, depozite rezultate din dezagregarea şi alterarea unor roci metamorfice şi eruptive. Materialele parentale prezintă în cazul regosolurilor o caracteristică şi anume, sunt afânate, neconsolidate sau cel mult slab consolidate. Sub raportul climei şi vegetaţiei, regosolurile se întâlnesc în condiţii de la cele corespunzătoare arealelor de stepă până la cele specifice arealelor de etaj alpin. Solul este incomplet dezvoltat, fără orizonturi de diagnostic precizate, tânăr. În cazul regosolurilor, care prin definiţie, sunt soluri tinere, factorul pedogenetic determinant îl constituie timpul sau vârsta, adică durata şi intensitatea de manifestare a procesului de solificare. Alcătuire şi proprietăţi. Regosolurile tipice au profil de tipul Ao–C. Orizontul Ao poate fi gros de 10 - 40 cm, dar, de obicei, este puţin conturat. Urmează materialul parental 127
C, constituit din roci afânate până la cel mult slab consolidate. Profilul nu prezintă neoformaţii specifice. Regosolurile sunt nestructurate sau au agregate grăunţoase sau poliedrice, slab dezvoltate. Restul proprietăţilor fizice şi fizico-mecanice, variază, îndeosebi, în funcţie de textură. Au un conţinut redus de humus (1 - 2 %). În ce priveşte gradul de saturaţie în baze şi reacţia, pot fi de la saturate şi cu reacţie slab alcalină până la intens debazificate şi cu reacţie puternic acidă. Fertilitate. Terenurile cu regosoluri sunt ocupate de pajişti de slabă calitate sau de vegetaţie lemnoasă rară. Sunt propice viticulturii şi pomiculturii, adeseori, o bună parte a plantaţiilor respective se află, de fapt, pe astfel de soluri (Drăgăşani, Ştefăneşti - Argeş, Câmpulung Muscel, Miniş etc.). Se impune luarea de măsuri de prevenire şi combatere a fenomenelor de eroziune şi alunecare. În vederea ridicării productivităţii lor, necesită aplicarea de gunoi de grajd şi de îngrăşăminte minerale.
21.3. Psamosolurile. Tipul psamosol se defineşte prin prezenţa unui orizont A, urmat de materialul parental constituit din depozite nisipoase eoliene de cel puţin 50 cm grosime (cu textură grosieră sau mijlocie - grosieră, ≤ 12 % argilă). Denumirea de psamosol îşi are originea în cuvintele psammos = nisip şi sol, prin urmare sol nisipos. Răspândire. Psamosolurile se întâlnesc pe suprafeţe reprezentative în partea de sud a Olteniei (cca 230.000 ha); în Bărăgan, pe partea dreaptă a Călmăţuiului (cca 88.000 lei), a Ialomiţei (cca 55.000 ha) de-a lungul râului Buzău (cca 3.800 ha, mai ales, în perimetrele Rîmnicelu şi Suligatu) etc.; în Câmpia Tecuciului (cca 13.000 ha), la Hanul Conachi, Şerbăneşti, Lieşti, Tecuci, în Câmpia de Vest (cca 32.000 ha), la Valea lui Mihai, Urziceni etc. Caracterizarea condiţiilor şi a procesului de solificare. Dintre condiţiile pedogenetice, caracteristice sunt cele de material parental, reprezentat prin depozite nisipoase sau nisipo-lutoase. Se formează în condiţii de relief jos (câmpii, lunci etc.), cu aspect vălurit şi în apropierea apelor curgătoare, lacurilor şi a mării care, de altfel, constituie şi sursele materialelor nisipoase respective. Climatic, psamosolurile sunt legate de zone uscate până la umede (precipitaţii medii anuale de la 400 până la 600 mm), cu temperaturi ridicate până la moderate (temperaturile medii anuale de la cca 110 până la 7 - 80 C) şi vânturi cu frecvenţă şi intensitate mare, ceea ce favorizează mobilizarea, transportul şi depunerea materialului nisipos şi determină aspectul geomorfologic caracteristic, vălurit, de dune. Sub raportul vegetaţiei se întâlnesc, îndeosebi, în cuprinsul zonei de stepă şi silvostepă, dar şi în arealul pădurilor, însă sub o vegetaţie rară în componenţa căreia intră specii caracteristice pentru nisipuri (Tribulus terrestris, Tragus racemosus, Poligonum arenarium etc.). Alcătuirea profilului. Psamosolurile tipice prezintă profil Ao–C, prin urmare, un profil slab diferenţiat. Orizontul Ao este gros de 10 - 40 cm şi are o culoare deschisă (brună, brun-cenuşie, brun-deschisă). Urmează materialul parental C, nisipos sau nisipolutos. Profilul nu conţine neoformaţii specifice.
Pedologie Proprietăţi. Psamosolurile au textură grosieră şi/sau mijlociu-grosieră. Din cauza texturii grosiere, a conţinutului mic de humus şi a vegetaţiei slab reprezentate, sunt nestructurate sau au o structură grăunţoasă slab formată. Ca urmare şi restul de proprietăţi fizice, precum şi cele fizico-mecanice, hidrofizice şi de aeraţie sunt puţin favorabile. Sunt sărace în humus (cca 1 %, rezervă foarte slabă ≤ 60 t/ha) şi în substanţe nutritive, eubazice până la mezobazice (V % de la 100 până la cca 60 - 70), slab alcaline neutre sau slab acide. Fertilitate. Psamosolurile sunt slab productive sau neproductive, supuse obişnuit, deflaţiei (spulberării). Se recomandă: plantaţii forestiere de protecţie (salcâm, pin negru, plop negru hibrid etc.), în masiv sau în benzi (între acestea, terenul fiind folosit agricol); acoperirea terenului cu un strat de paie, coceni etc., total sau în benzi; colmatarea cu mâl; aplicarea de preparate chimice, care formează la suprafaţa terenului o peliculă protectoare şi contribuie la structurarea solului. Dintre măsurile propriu-zise de ameliorare se amintesc: irigarea; încorporarea masivă de gunoi de grajd; aplicarea de îngrăşăminte cu azot, fosfor şi potasiu; folosirea îngrăşămintelor verzi. Pot fi folosite cu succes în cultura viţei de vie, a pomilor (piersic, prun, cais, vişin, nuc), a plantelor tehnice (tutun, ricin, floarea soarelui, cartof), a secarei, a leguminoaselor pentru boabe (fasolea, lupinul, fasoliţa), a plantelor furajere (iarbă de Sudan, porumb pentru siloz, borceag de toamnă), a legumelor (tomate, castraveţi, dovlecei, varză, ceapă).
21.4. Protosolurile aluviale (aluviunile). Tipul protosol aluvial se defineşte prin orizont Ao < 20 cm grosime, urmat de materialul parental constituit din depozite fluviatile, fluvio-lacustre sau lacustre recente, cu orice textură, de cel puţin 50 cm grosime. Protosolul aluvial înseamnă sol aflat într-un stadiu cu totul incipient de dezvoltare (protos = cel dintâi). Răspândire. Protosolurile aluviale, împreună cu solurile aluviale sunt răspândite în lunca Dunării şi Delta Dunării, în luncile tuturor apelor curgătoare din ţara noastră (Prut, Siret, Bistriţa, Bîrlad, Jiu, Olt, Argeş, Prahova, Ialomiţa, Buzău, Rîmnic, Someş, Crişuri, Tîrnave, Mureş, Timiş, Bega etc.). Condiţii de formare, geneză. Se formează pe lunci care sunt unităţi de relief tinere, recente sau actuale, formate sub influenţa apelor curgătoare. Luncile s-au format şi deci sunt alcătuite din depunerile apelor curgătoare, denumite depozite fluviatile sau aluviale. Depozitele aluviale pot avea orice textură, de la nisipoasă până la argiloasă. Prezenţa protosolurilor aluviale (şi a solurilor aluviale) este legată, nu numai de existenţa depozitelor fluviatile recente, ci şi de a celor fluviolacustre; acestea sunt rezultatul acţiunii conjugate a apelor curgătoare şi a lacurilor fluviale (formate, de exemplu, prin izolarea meandrelor, cum s-a întâmplat, de pildă în Lunca Dunării , unde se întâlnesc astfel de lacuri: Călăraşi, Greaca, Nedeia, Potelu etc.). Prezenţa protosolurilor aluviale (şi a solurilor aluviale) mai este legată şi de existenţa depozitelor recente (lacustre) datorate lacurilor. 129
Alcătuire şi proprietăţi. Protosolurile aluviale tipice au un orizont Ao, slab conturat, subţire, mai mic de 20 cm, adesea stratificat şi apoi materialul parental constituit din depozite fluviatile, fluviolacustre sau lacustre, recente (deci profil Ao–C). Nu prezintă neoformaţii specifice. Protosolurile aluviale sunt nestructurate, dar pot prezenta în partea superioară masa fragmentată, ca urmare a proceselor de uscare şi crăpare ce au loc după retragerea apelor de revărsare. Protosolurile aluviale au un conţinut mic de humus, în jur de 1 %. Conţinutul de humus, dar, mai ales, de substanţe nutritive, depinde, îndeosebi de textură, fiind mai mic la aluviunile grosiere şi mai mare la cele fine. În ce priveşte gradul de saturaţie cu baze şi reacţia, protosolurile aluviale din ţara noastră, conţinând, în general, carbonat de calciu, sunt saturate şi au recţie slab alcalină sau neutră. Fertilitate. Terenurile cu protosoluri aluviale sunt, de obicei, suprafeţe bune pentru agricultură. Regimul hidric duce la micşorarea fertilităţii. Prin urmare, prima măsură ce se impune este îndiguirea, având ca efecte principale: introducerea în circuitul agricol a unor noi suprafeţe de teren; apărarea culturilor de influenţă negativă sau catastrofală a inundaţiilor; reglementarea regimului aerohidric; crearea, în general, a unor condiţii mai bune pentru creşterea plantelor. Răspund foarte bine la aplicarea îngrăşămintelor organice şi minerale (cu azot, fosfor şi uneori, chiar potasice). Protosolurile aluviale cu reacţie prea acidă au nevoie şi de amendamente calcaroase. Sortimentul de culturi ce pot fi cultivate cuprinde aproape întreaga gamă de culturi specifice condiţiilor din ţara noastră; porumb, sfeclă de zahăr, floarea soarelui, cartofi, orez, grâu, plante de nutreţ, legume, viţă de vie, pomi etc. În mod deosebit, se recomandă cultura porumbului, a sfeclei de zahăr, a orezului (în zonele cu condiţii climatice propice acestei culturi).
21.5. Solurile aluviale. Tipul sol aluvial se defineşte prin orizont A > 20 cm grosime, urmat de material parental constituit din depozite fluviatile, fluvio-lacustre sau lacustre recente (inclusiv pietrişuri), cu orice textură. Răspândire, condiţii de formare, geneză. Solurile aluviale sunt răspândite împreună cu protosolurile aluviale. Condiţiile generale de formare sunt cele specifice luncilor, deltelor, perimetrelor cu lacuri sau foste lacuri. Spre deosebire de protosolurile aluviale, care se formează în condiţii de revărsare frecventă a apelor curgătoare sau a lacurilor, solurile aluviale se întâlnesc în luncile sau în perimetrele cu lacuri sau foste lacuri, ieşite de sub influenţa revărsărilor sau inundate numai la intervale mari de timp. În astfel de situaţii a fost posibilă manifestarea solificării, a cărei intensitate este, în general, cu atât mai mare, cu cât timpul scurs de la ultima revărsare este mai îndelungat. Se creează condiţii pentru instalarea şi dezvoltarea vegetaţiei şi deci pentru acumularea de humus şi formarea unui orizont A, dedesubtul căreia, urmează materialul parental C. Cu timpul, solificarea avansează, ducând la transformarea solurilor aluviale, care sunt soluri neevoluate, în soluri evoluate.
Pedologie Alcătuire şi proprietăţi. Solurile aluviale tipice au un profil Ao–C. Solurile aluviale au orizont Ao, gros de peste 20 cm (până la 40 - 50 cm sau chiar mai mult) şi, de obicei, cu stratificaţii mai puţin evidente. Ca şi la protosolurile aluviale, urmează materialul parental C, constituit din depozite fluviatile, fluviuolacustre sau lacustre, recente, adesea sub formă de strate diferite ca grosime, textură, compoziţie etc. Profilul nu prezintă neoformaţii specifice. Solurile aluviale au o structură glomerulară, grăunţoasă sau poliedrică, slab până la moderat dezvoltată. Capacitatea de apă utilă, permeabilitatea, porozitatea de aeraţie etc., variază în limite largi, în funcţie, îndeosebi, de textură şi structură. Au un conţinut ceva mai mare de humus, 2 - 3 %. Sunt saturate cu baze şi au reacţie slab alcalină sau neutră. Fertilitate. În cazul solurilor aluviale, fertilitatea depinde şi de gradul de solifiare şi de orientarea acesteia. Solificarea, prin latura ei principală, bioacumulativă, se opune tendinţei de micşorare rapidă a rezervelor de substanţe nutritive din materialul aluvial. Odată cu avansarea solificării, deoarece aceasta se orientează în direcţia formării de soluri corespunzătoare condiţiilor de solificare generale sau locale respective, fertilitatea solurilor aluviale variază în acelaşi sens. O evoluţie nefavorabilă a fertilităţii are loc în cazuri în care solificarea este orientată în direcţia salinizării, alcalizării, gleizării etc.
21.6. Erodisolurile. Tipul erodisol se defineşte ca fiind un sol erodat sau decopertat, astfel încât orizonturile rămase nu permit încadrarea într-un anumit tip de sol sau material parental adus la zi prin eroziune accelerată. Răspândire. Erodisolurile se întâlnesc pe terenurile intens erodate, mai ales în zonele de deal, podiş şi piemont: în Subcarpaţi (îndeosebi în sectoarele Trotuş-Dîmboviţa şi OltMotru), în Piemonturile vestice (îndeosebi în bazinul Timişului şi al Crişului Repede), în Piemontul sau Podişul Getic, în Podişul Mehedinţi, în Podişul Transilvaniei (îndeosebi în Podişul Tîrnavelor şi Podişul Someşan), în Podişul Moldovei (îndeosebi Podişul Bîrladului, în platforma Covurluiului, în Depresiunea Jijiei), în Podişul Dobrogei (îndeosebi în nordvestul acestuia) etc. Geneză. Erodisolurile sunt rezultatul manifestării intense a procesului de eroziune, care constă în îndepărtarea materialului de sol prin acţiunea apei şi a vântului. Tipul erodisol include numai solurile intens erodate, a căror profil a fost trunchiat, astfel încât orizonturile rămase nu mai permit încadrarea într-un anumit tip de sol. Erodisoluri rezultă datorită fenomenelor de alunecare (deplasare de teren,, tot sub acţiunea apei), precum şi ca urmare a decopertării (îndepărtarea materialului de sol pentru exploatarea subsolului, în vederea nivelării terenurilor etc.). Alcătuire şi proprietăţi. Erodisolurile au profile foarte variate, în funcţie de solul de origine şi intensitatea eroziunii sau a decopertării. Dacă prin eroziune sau decopertare s-a ajuns la materialul parental C, profilul are doar orizont C, iar dacă terenul respectiv a fost lucrat şi cultivat în partea superioară, pe o adâncime de cca 20 cm, se conturează un orizont Ap (p de la plug, deci un orizont A rezultat prin lucrare şi cultivare), urmat de orizontul C (prin urmare profilul Ap–C). 131
Erodisolurile pot avea întreaga gamă de texturi întâlnite în general la soluri, de la nisipoasă până la argiloasă, în funcţie de aceea solului de origine, a orizontului ajuns la suprafaţă etc. Sunt nestructurate sau au structura orizontului ajuns la suprafaţă. Sunt lipsite sau au un conţinut mic de humus, slab aprovizionate cu substanţe nutritive, debazificate şi acide până la saturate şi cu reacţie alcalină, cu activitate microbiologică extrem de redusă etc. Fertilitate. Erodisolurile sunt neproductive sau slab productive. În vederea regenerării şi a ameliorării, se recomandă: împăduriri, înierbări, amenajări de valuri de pământ şi canale, terasări, lucrări pe curbe de nivel, îngrăşăminte organice şi chimice, diverse amenajări. Pot fi folosite ca pajişti, pentru cultura pomilor, viţei de vie, a plantelor de câmp neprăşitoare (deci, îndeosebi păioase), a plantelor furajere etc.
21.7. Coluvisolurile. Tipul coluvisol se defineşte prin material coluvial nehumifer acumulat la baza versanţilor sau pe versanţi, într-un strat de peste 50 cm grosime cu sau fără orizont A. Răspândire, condiţii de formare, geneză. Se întâlnesc pe suprafeţe mici, pe versanţi sau la baza acestora, mai ales în zonele de deal, podiş şi piemont. Condiţiile pedogenetice, caracteristice sunt cele legate de prezenţa de material coluvial nehumifer, depus la baza versanţilor sau pe versanţi, într-un strat de peste 50 cm grosime. Materialele coluviale nehumifere respective, sunt foarte diferite în ce priveşte textura, compoziţia etc., dar prezintă şi o caracteristică generală şi anume, deşi, de obicei, au mai fost supuse solificării, în stare remaniată (retransportate şi redepuse) în care participă la formarea coluvisolurilor, contează ca depozite recente sau actuale. Sub raportul climei şi vegetaţiei, coluvisolurile se întâlnesc în condiţii de la cele corespunzătoare zonei de stepă până la cele specifice arealelor montane. Alcătuire şi proprietăţi. Coluvisolurile tipice au profil Ao–C sau doar un orizont C. Orizontul Ao este de culoare deschisă şi are grosimi, de obicei, de 20 - 30 cm. Dedesubtul orizontului Ao se găseşte orizontul C sau acesta se află chiar de la suprafaţă. Profilul nu prezintă neoformaţii caracteristice. Coluvisolurile au o textură nediferenţiată, de obicei, mijlocie, mijlocie-fină sau fină şi sunt nestructurate sau prezintă agregate grăunţoase, glomerulare sau poliedrice slab dezvoltate. Sunt lipsite de humus sau conţin cantităţi mici (1 - 2 %) şi slab aprovizionate cu substanţe nutritive. Sub aspectul gradului de saturaţie cu baze şi reacţia, pot fi de la saturate şi cu reacţie alcalină până la debazificate şi cu reacţie acidă (în funcţie de natura materialului coluvial, de zona climatică şi de vegetaţie etc.). Fertilitate. Coluvisolurile prezintă, în general, o fertilitate relativ scăzută. În funcţie de zona în care se află, sunt ocupate de pajişti, culturi de câmp, pomi vie. În vederea îmbunătăţirii se recomandă încorporarea de îngrăşăminte organice şi minerale, în cantităţi mari.
Pedologie 21.8. Solurile desfundate. Solul desfundat se defineşte prin aceea că prezintă profil deranjat "în situ" (în loc, pe loc) pe cel puţin 50 cm, prin desfundare sau altă acţiune mecanică, astfel încât pe adâncimea mai sus-menţionată, orizonturile de diagnostic apar intens deranjate şi amestecate sau numai ca fragmente, nepermiţând încadrarea într-un anumit tip. Răspândire, condiţii de formare, geneză. Solurile desfundate sunt răspândite, îndeosebi în arealele viticole şi pomicole din ţara noastră. Prin desfundare, care se face de obicei, pe adâncimi de 60 - 100 cm, se produce deranjarea succesiunii naturale a orizonturilor, amestecarea acestora, adică, de fapt, distrugerea profilului natural de sol. Alcătuire şi proprietăţi. Solurile desfundate, pe adâncimea pe care s-a efectuat această operaţie au profilul deranjat, încât orizonturile de diagnostic ale solurilor de origine nu pot identificate decât cel mult ca fragmente. Toate prezintă însă un strat desfundat de cel puţin 50 cm, care a fost denumit, convenţional, orizont desfundat şi notat cu D. Orizontul D se defineşte ca fiind un orizont mineral, gros de cel puţin 50 cm, rezultat prin amestecul unui sau mai multor orizonturi deranjate "în situ" prin desfundare sau altă acţiune mecanică, în cuprinsul căruia orizonturile diagnostice nu pot fi identificate sau apar numai ca fragmente şi care este situat deasupra unor orizonturi diagnostice sau a materialului parental al profilului de sol ce a fost deranjat. Alcătuire şi proprietăţi. Ca subtip tipic, solul desfundat are un profil Do–C. Aceste prezintă deci un orizont D, deschis la culoare (de unde şi notarea cu Do; D = orizont desfundat; o = de la ocric), urmat de un orizont C (materialul parental nederanjat), adică sol rezultat din desfundarea unui sol cu profil Ao–C. Proprietăţile solurile desfundate sunt foarte variate, în funcţie de solurile şi orizonturile de origine. Aşa, de exemplu, conţinutul în diferite fracţiuni granulometrice (nisip, praf, argilă), în humus, în substanţe nutritive, valorile V %, pH etc. apar ca medii ponderate ale valorilor caracteristice orizonturilor amestecate ale tipurilor şi subtipurilor respective. Fertilitate. Solurile desfundate au o fertilitate foarte diferită, în funcţie de aceea a solurilor de origine. Pentru aprecierea condiţiilor şi stabilirea măsurilor de exploatare raţională este necesar să se pornească, pe baza cercetării speciale a solurilor desfundate, care, practic, nu se mai aseamănă cu cele din cele din care au provenit.
21.9. Protosolurile antropice. Tipul protosol antropic de defineşte ca fiind un sol alcătuit din diferite materiale acumulate sau rezultate în urma unor activităţi umane (inclusiv materiale de sol transportate), având o grosime de cel puţin 50 cm (20 cm în cazul depunerii pe litosol, R sau Rrz); fără orizonturi diagnostice sau cel mult cu fragmente din acestea pe adâncimea mai sus-menţionată (în cazul materialelor de sol transportate). Răspândire, geneză. Se întâlnesc pe terenurile pe care au fost depuse diferite materiale rezultate în urma unor activităţi umane, ca de exemplu, reziduuri industriale de la diferite fabrici (de ciment, de ceramică, de îngrăşăminte, de produse alimentare etc.) şi de la diferite combinate (chimice, petrochimice, siderurgice, miniere etc.); material de steril de la exploatările miniere, material de sol sau de rocă, provenit de la executarea de şanţuri, 133
canale, fundaţii, şosele, căi ferate, nivelări de terenuri, terasări etc., materiale provenite de la construcţii, reziduuri sau resturi menajere etc. Alcătuire şi proprietăţi. Protosolurile antropice sunt alcătuite deci, din materiale foarte variate, rezultate în urma unor activităţi umane, într-un stras gros de cel puţin 50 cm. Se menţionează că, orizonturile de diagnostic folosite în definirea subtipului de protosol antropic nu trebuie considerate ca orizonturi pedogenetice, aşa cum au fost definite pentru celelalte tipuri, ci reprezintă, de fapt, material parental transportat şi depus, în care apar fragmentar, parte din orizonturile diagnostice respective. Protosolurile antropice au proprietăţi extrem de variate, în funcţie de natura materialelor depuse, de grosimea acestora, de stadiul lor de transformare etc. Fertilitate. Protosolurile antropice sunt de la nefertile până la fertile, nefolosite în agricultură sau luate în cultură (plante de câmp, furajere, pomi, vie, legume etc.). Îmbunătăţirea sau punerea în valoare a protosolurilor antropice se poate face prin metode variate şi complexe, cuprinzând întregul ansamblu de măsuri folosite, în general, la soluri.
BIBLIOGRAFIE 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16.
AVARVAREI I., DAVIDESCU VELICICA, MOCANU R., GOIAN , CARAMETE C., RUSU M, 1997 - Agrochimie, Ed.Sitech, Craiova. AVARVAREI TEONA 1999 - Agricultură generală vol.I, Ed.Ion Ionescu de la Brad Iaşi. BARBU N., 1987 - Geografia solurilor României. Centrul de Multiplicare Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi. BUCUR N., LIXANDRU GH., 1997 - Principii fundamentaler de Ştiinţa solului. Edit. Dosoftei, Iaşi. BUNESCU I.V., 1980 - Curs de Pedologie. I.A.Dr.Petru Groza - Cluj Napoca CANARACHE A., 1990 - Fizica solurilor agricole, Ed.Ceres, Bucureşti. CÂRSTEA S, 1999 - Legea protecţiei, ameliorării şi utilizării durabile a solurilor - o cerinţă urgentă în România. CHIRIŢĂ C., 1955 - Pedologie generală, Ed.Agro-Silvică de stat. CONEA ANA, VINTILĂ IRINA, CANARACHE A.,1977 - Dicţionar de ştiinţa solului, Ed.Şt. şi enciclopedică, Bucureşti. CRĂCIUN C., 2000 - Mineralele argiloase din sol. Implicaţii în agricultură. Ed.G.N.P.Minischool. FLOREA N., 1983 - Profil pedogenetic şi profil pedoecologic, rev. St. s. nr. 2, SNRSS, Bucureşti. FLOREA N., 1993 - Pedogeografie cu noţiuni de pedologie Sibiu. LĂCĂTUŞU R., 2000 - Mineralogia şi chimia solului, Ed.”Univ. Al. I. Cuza”, Iaşi. LIXANDRU GH., ş.a., 1990 - Agrochimie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti. LUPAŞCU GH., 1998 - Geografia solurilor cu elemente de pedologie generală, Ed. Univ. “Al. I. Cuza”, Iaşi. MICLĂUŞ V., 1991, - Pedologie Ameliorativă şi Protecţia mediului. Ed.Dacia, Cluj.
Pedologie 17. MOŢOC M., CÂRSTEA C., 1999 - Contribuţii la elaborarea unei abordări sistemice privind protecţia şi ameliorarea solului, rev. Şt. s. nr. 1, vol. XXXIII, SNRSS, Bucureşti.
18. MUNTEANU I., 1999 - Raţionalitatea ştiinţei solului (Adevăr şi neadevăr ştiinţa solului) rev.Şt.s. nr.1, vol.XXXIII, S.N.R.S.S. Bucureşti.
19. MUNTEANU I., DUMITRU M., 1998 - Recomandări privind reconstrucţia ecologică a solurilor 20. 21. 22. 23. 24. 25. 26. 27.
afectate de diferite procese. Monitoringul stării de calitate a solurilor din România. vol.II, Bucureşti. NYLE C. BRADY; RAY R. WEIL, 1996 - The nature and proprieties of soils. New Jersey 07458 PĂUNESCU C., 1975 - Soluri forestiere, Ed.Academiei. PARICHI MIHAI, 1999 - Pedogeografie cu noţiuni de Pedologie Edit. Fundaţiei “România de mâine”. ROGOBETE GH., ŢĂRĂU DORIN, 1997 - Solurile şi ameliorarea lor, Ed.Marinescu Timişoara. STOICA ELENA, RĂUŢĂ C., FLOREA N., 1986 - Metode de analiză chimică a solului. Red. Propaganda Tehnică agricolă,Bucureşti. TEŞU C., 1992 - Pedologie generală, I.A.Iaşi. TEŞU C., 1994 - Pedologie fascicola I + II, U.A.M.V.Iaşi. TEŞU C., AVARVAREI I., 1990 - Lucrări practice Pedologie, I.A.Iaşi.
135
